Séismes

Séismes 2010

 

par André Guyard

 

Le début de l'année 2010 a été marqué par une série de tremblements de terre qui ont affecté Haïti en janvier et le Chili en février.

 

Haïti

Conflit des plaques tectoniques dans la région caraïbe

 

L'île d'Hispaniola (que se partagent Haïti et la République dominicaine) se trouve dans une zone sismiquement active, entre deux plaques tectoniques : la plaque nord-américaine au nord et la plaque caraïbe au sud. Dans cette zone, les failles sont des décrochements sénestres et des failles de compression (failles inverses) ou chevauchements.

 

Au départ, on a cru que le séisme avait été provoqué par la rupture d'une faille, orientée ouest-est, sur une longueur de cinquante à cent kilomètres. Il s'agit de la faille d'Enriquillo, qui est un décrochement sénestre qui traverse l'île d'Ouest en Est et passe à 5 km au sud de la capitale Port-au-Prince et qui autorise un mouvement horizontal de 7 mm/an.

 

Selon Éric Calais, de l'université Purdue (États-Unis), le séisme a été occasionné par une faille alors inconnue. L'observation des récifs coralliens émergés près de l'épicentre ainsi que les données récoltées par satellites radar et CPS ont montré que ce séisme avait causé des déformations de la surface terrestre incompatibles avec le comportement de la faille d'Enriquillo. En utilisant un modèle informatique pour simuler ces déformations, le chercheur a montré qu'elles ne pouvaient s'expliquer que par l'existence d'une faille secondaire jusqu'alors non identifiée, et baptisée faille de Léogâne. Et le géologue de prévenir que la faille d'Enriquillo menace donc toujours Haïti puisqu'elle n'a pas libéré l'énergie accumulée.

 

La faille décrochante d'Enriquillo

Ce tremblement de terre est un séisme crustal dont le foyer serait à une profondeur relativement faible de 10 km (d'où la dénomination de séisme crustal). Sa magnitude est de 7,0 à 7,3. Il est survenu le 12 janvier 2010 à 16 heures 53 minutes, heure locale. Son épicentre (18° 27′ 25″ Nord - 72° 31′ 59″ Ouest) est situé approximativement à 25 km de Port-au-Prince, la capitale d'Haïti. Une douzaine de secousses secondaires de magnitude s'étalant entre 5,0 et 5,9 ont été enregistrées dans les heures qui ont suivi dont le deuxième d'une magnitude de 6,1 est survenu le 20 janvier 2010 à 6 heures 3 minutes, heure locale avait un hypocentre situé approximativement à 59 km à l'ouest de Port-au-Prince, et à moins de 10 kilomètres sous la surface. L'Institut géologique américain a annoncé le 24 janvier avoir enregistré 52 répliques d'une magnitude supérieure ou égale à 4,5.

 

L'épicentre se situait à 25 km de Port-au-Prince

 

Selon le CNRS (19 janvier 2010), le glissement cosismique de 1 à 2 m se serait produit sur 70 km de long.

 

Le premier séisme a causé de nombreuses victimes, : 230 000 morts, 300 000 blessés et 1,2 million de sans-abris. 211 rescapés ont été extraits des décombres par les équipes de secouristes venues du monde entier.

 

Carte des intensités du séisme, estimées, selon l'échelle de Mercalli

1^ère image satellite après le séisme

© SERTIT - CNES - International Charter

La carte ci-dessous montre en rouge, les zones dont au moins 45 pour cent des structures ont été endommagées. En orange, celles où les dégâts sont plus sporadiques (entre 11 et 45 pour cent). En jaune, celles où peu de dommages sont visibles.

Première carte des dégâts à Port-au-Prince

© CNES, JAXA, GeoEye, SERTIT

Comment les satellites aident-ils à évaluer les dégâts causés par un séisme?

 

Deux heures à peine après le séisme survenu en Haïti le 12 janvier, la Sécurité civile française, première à réagir, a activé la charte internationale "Espace et Catastrophes majeures". Cet accord, signé il y a dix ans, prévoit que les 12 principales agences spatiales s'engagent à mettre gratuitement en commun les données acquises par leurs satellites d'observation juste après une catastrophe naturelle majeure.

 

Objectif : éditer des cartes de terrain les plus actualisées possibles afin d'aider les secours sur place. Le Gnes (Centre national d'études spatiales), à Toulouse, a dirigé les opérations financées par une initiative européenne, le GMES (Global Monitoring for Environnement and Security).

 

Un peu plus de vingt-quatre heures après le séisme, une première carte des dégâts était envoyée sur place. D'autres ont suivi. « C'est la première fois que nous parvenons à exploiter aussi efficacement les données satellitaires car les conditions météo très favorables ont permis de faire des images sans nuages », précise Catherine Proy, du Cnes.

 

La charte avait déjà été mise en œuvre lors du tremblement de terre au Sichuan (Chine) en mai 2008, mais la couverture nuageuse n'avait pas permis d'utiliser les images. Autre point fort en Haïti : des satellites chinois, sud-coréen et indien - pays récemment signataires de la charte - ont participé à l'opération, ainsi que deux satellites commerciaux (GeoEye et QuikBird).

 

C'est ainsi que dix satellites ont participé à l'opération. En orbite basse (600 à 800 km d'altitude). ils font le tour de la Terre en quelques heures. Il a fallu attendre que chacun d'entre eux survole Haïti après le séisme pour mettre en commun les données. Ci-dessous, un tableau des différents satellites qui ont participé à l'élaboration des cartes de sinistres en Haïti.

 

Satellites	résolution	champ de vue
SPOT 5 (France)	2,5 m	60 km x 60 km
WORLD VIEW (États-Unis)	50 cm	60 km x 110 km
GEOEYE (États-Unis)	40 cm à 1,3 m	15 km x 9,5 km
QUIKBIRD (États-Unis)	2,44 à 2,88 m	16,5 km x 16,5 km
CARTOSAT (Inde)	2,5 m	30 km
HJ1A (Chine)	30 m	50 km
KOMPSAT 2 (Corée du Sud)	1 m	50 km
ALOS (Japon)	2,5 m	70 km
Satellites radars : RADARSAT, TERRASAT

 

Une infographie publiée dans le numéro d'avril 2010 de Sciences et Avenir décrit la chronologie de l'élaboration de ces cartes de terrain.

 

13 janvier + 18 h 25

TOULOUSE

L'antenne, située à Toulouse, réceptionne les données des dix satellites, sous forme d'un tableau de nombres, entre 0 et 255. Chaque nombre représente la part de l'énergie réfléchie par un point de la surface du sol, très différente pour une surface lisse et un tas de gravats.

 

13 janvier + 19 h 57

STRASBOURG/MUNICH

Ces tableaux sont envoyés à deux centres de traitement : le Sertit (Service régional de traitement d'images et de télédétection) à Strasbourg et le DLR (Centre spatial allemand) à Munich. Leur tâche est de rendre exploitables ces données issues de satellites ayant des champs de vision et des résolutions différents pour en extraire des cartes. Pour ce faire, deux méthodes sont utilisées.

L'orthorectification

La première étape consiste à irriger l'effet du relief, celui de la rotondité de la Terre et d'une éventuelle prise de vue oblique du satellite afin d'élaborer une carte en 2D.

Le géoréférencement

La seconde étape, délicate, consiste à mettre toutes les cartes « orthorectifiées » à la même échelle puis à les caler sur un système de coordonnées géographiques (longitude et latitude), de manière à pouvoir superposer cette image satellitaire au modèle numérique de terrain (MNT) élaboré par l'IGN (Institut géographique national). C'est ainsi que l'on appelle une représentation numérique du relief d'une région. Cette superposition permet d'inclure le relief dans les cartes satellitaires.

 

14 janvier + 25 h 52

Les extractions thématiques

La carte obtenue après orthorectification et géoréférencement est comparée à la même image réalisée par des méthodes similaires avant le séisme et d'établir une carte des dégâts, définir les zones de rassemblement des populations sinistrées, les zones de pollution et les points d'eau de surface accessibles.

L'étape finale consiste à envoyer les cartes vers les zones sinistrées par les moyens de communication encore disponibles.

 

Sources pour Haïti :

 

http://fr.wikipedia.org/wiki/Tremblement_de_terre_d%27Ha%...

 

Azar Khalatbari, Chili : deux régions sous surveillance Sciences et Avenir avril 2010 n° 758 p. 18-19.

 

Le Chili

 

Un puissant séisme de magnitude 8,8 , l'un des plus violents des cent dernières années, est survenu samedi 27 février au large du Chili et plus de 20 répliques ont été enregistrées. La dernière, de magnitude 6,1, a eu lieu vers 14 h heure française. La plus puissante, de magnitude 6,9, a été enregistrée au large des côtes chiliennes à 8 h 01 GMT, soit environ une heure et demie après la première secousse. La secousse a été ressentie jusqu'à Santiago, la capitale, qui se trouve pourtant à quelque 400 km de l'épicentre, et en Argentine. Une vague de tsunami  de 2,34 mètres s'est ensuite abattue samedi matin sur la ville côtière chilienne de Talcahuano. Et des vagues de tsunami  traversaient samedi l'ensemble de l'océan Pacifique à la suite de ce séisme et le phénomène devait s'achever au Japon avec des vagues de 30 cm, selon un responsable de la Météo nationale américaine.

 

Le Chili s'organisait lundi après avoir découvert l'ampleur des dégâts provoqués sur ses côtes par ce tsunami qui a détruit des villes balnéaires entières après le séisme, dont le bilan atteignait au moins 711 morts depuis samedi.

 

Le sud du pays est le plus touché, offrant un spectacle de désolation sur le littoral, où des maisons ont été broyées, des bateaux projetés à l'intérieur des terres.

 

À l'heure où le Chili se relève de ce séisme, les experts se tournent vers deux "lacunes sismiques" menaçantes : il s'agit de segments de faille n'ayant pas rompu depuis longtemps et qui ont connu des tremblements de terre meurtriers dans le passé. D'abord, la région d'Arica (voir la carte ci-dessous), où le dernier séisme date de 1877. "Mais je suis aussi très inquiet pour celle de La Serena, déclare Raùl Madariaga, de l'Ecole normale supérieure à Paris. Cette région a bien connu des séismes, mais ils se sont produits hors de la zone de subduction et n'ont pas pu libérer les contraintes accumulées." La sismicité du Chili est due à la zone de subduction entre la plaque océanique Nazca et le continent sud-américain : la première s'enfonce d'environ 6,5 cm/an sous le second. La plaque sud-américaine doit absorber la déformation accumulée, ce qui provoque des séismes. Plus ceux-ci sont espacés, plus la probabilité d'une rupture violente est forte. Celui du 27 février, qui a déplacé la ville de Concepcion de 3 mètres, "était attendu depuis longtemps, explique Christophe Vigny, du même laboratoire, car le dernier séisme survenu dans la lacune de Concepcion, décrit par Darwin, remontait à 1835."

 

Conflit entre la plaque Nazca et la plaque sud-américaine

(infographie : laboratoire de géologie -ENS/CNRS à partir des données USGS)

Sources pour le Chili :

 

Azar Khalatbari, Chili : deux régions sous surveillance Sciences et Avenir avril 2010 n° 758 p. 22.

 

Peut-on prévoir les séismes ?

 

Existe-t-il des signes avant-coureurs annonçant l'imminence d'un séisme ?

 

Georges Charpak, prix Nobel de physique (1992) s'est intéressé au radon, ce gaz radioactif produit par la désintégration de l'uranium. Avec d'autres spécialistes, Charpak tente de mettre au point un détecteur de radon qui s'échappe en infime quantité des fissures du sol peu avant un séisme. D'après Charpak, il serait possible d'équiper ces micro-failles de centaines de détecteurs pour prédire l'imminence d'un séisme. Charpak a présenté un prototype de détecteur dans la revue Physicsworld qui identifie les particules alpha et les rayons gamma avec une limite de détection de 420 Bq/m³ , un becquerel (Bq) équivalant à une désintégration par seconde. L'appareil d'un faible coût, pourrait être testé par le CEA (Commissariat à l'Energie Atomique) dans son laboratoire souterrain du Beaufortain (Savoie) à proximité de la retenue de Roselend, dont la mise en eau saisonnière provoque des contraintes mécaniques aboutissant à des émissions de radon.

 

Récemment, Shih-Chieh Hsu de Taïwan a mis en évidence une concentration multipliée par 10 de dioxyde de soufre dans l'atmosphère quelques heures avant deux séismes. Ce SO₂ serait libéré par des failles.

 

On trouvera dans la revue Pour la Science de janvier 2012, pp 62-67, l'annonce de la mise au point par les géophysiciens américains d'un système d'alerte rapide capable d'avertir plusieurs dizaines de secondes à plusieurs minutes à l'avance qu'une violente secousse va se produire.

 

Quand la terre gronde

 

Un guide pédagogique gratuit mis à disposition des enseignants du 1er degré pour sensibiliser leurs élèves aux risques naturels du monde.

 

 

 « Quand la terre gronde » a été développé par la Fondation La Main à la Pâte, en partenariat avec la CASDEN, le Ministère de l’Education nationale, l’Agence spatiale européenne, Universcience et l’Association Prévention 2000.

Ce projet a été réalisé avec l’appui d’enseignants et de scientifiques pour disposer d’un ouvrage simple, pratique et permettre aux enfants d’apprendre à vivre avec le risque de la façon la plus responsable possible. Conforme aux programmes scolaires, il s’inscrit pleinement dans le cadre de l’éducation au développement durable.

Cet ouvrage s’adresse aux enseignants ayant une connaissance scientifique ou non sur le sujet. Ce guide propose une progression complète, clé en main et modulable, composée de 4 séances indépendantes (les volcans, les séismes, les tsunamis et ma commune face aux risques), avec des éclairages scientifiques et pédagogiques, des fiches documentaires et des outils d’évaluation.

Pour disposer gratuitement de cet outil, les enseignants de l’école primaire sont invités à effectuer une demande sur le site* : www.quand-la-terre-gronde.fr

*Dans la limite des stocks disponibles.

 

 

Sismologie dans la région de Thise (Doubs)

 

par André Guyard

(article modifié le 2 mars 2013)

 

L'activité sismique particulièrement intense au cours des deux dernières années (2010 et 2011) nous interpelle. Quels sont les séismes qui ont secoué la région bisontine et particulièrement la commune de Thise au cours des siècles derniers ?

 

L'échelle de Richter indique la magnitude, c'est-à-dire l'intensité du séisme. La magnitude est l'énergie libérée par un séisme, indépendamment des dégâts provoqués. Elle est définie par une échelle logarithmique, où chaque unité ajoutée correspond à une multiplication par 32 de l'énergie libérée. Ainsi, un séisme de magnitude 9 libère, non pas 3 fois plus, mais 1 milliard 74 millions de fois plus d'énergie qu'un séisme de magnitude 3.

 

Carte du risque sismique en Franche-Comté © Géoportail)

 (Cliquez sur la carte pour zoomer)

 

Le tableau ci-dessous répertorie l'ensemble des séismes qui ont affecté notre région au cours des derniers siècles.

Nous reprendrons plus en détail, les séismes dont l'épicentre se trouvait à proximité de notre commune.

 

Tableau des séismes ayant affecté

le Nord-Est de la France

et les régions voisines

 

Surlignés en jaune : séismes ayant affecté la Franche-Comté.

Surlignés en rouge : séismes d'intensité (= magnitude) supérieure ou égale à 7 ayant affecté les contrées voisines.

 

Date	Heu- re	Choc	Localisation épicentrale	Région ou pays de l'épicentre	Inten- sité épi- centrale
12/11/ 2005	19h 31		JURA SUISSE (N-E. AARAU)	SUISSE	5
8/09/ 2005	11h 27		MASSIF DU MONT-BLANC (VALLORCINE)	ALPES SAVO- YARDES	5
12/05/ 2005	1h 38		JURA SUISSE (N.E SOLOTHURN)	SUISSE	4
5/12/ 2004	1h 52		BADEN-WURTEMBERG (WALDKIRCH)	ALLEMAGNE	6
28/06/ 2004	23h 42		JURA SUISSE (N-E. AARAU)	SUISSE
21/06/ 2004	23h 10		JURA SUISSE(BALE)	SUISSE	5
23/02/ 2004	17h 31		JURA (S. BAUME-LES-DAMES)	FRANCHE- COMTE	5,5
22/02/ 2003	20h 41		PAYS FORESTIER SOUS-VOSGIEN (RAMBERVILLERS)	VOSGES	6,5
30/04/ 1989	3h 38		AVANT-PAYS JURASSIEN (FROIDEVAUX)	FRANCHE- COMTE	4,5
29/12/ 1984	11h 03	R	HAUTES-VOSGES (ELOYES-REMIREMONT)	VOSGES
29/12/ 1984	11h 02		HAUTES-VOSGES (ELOYES-REMIREMONT)	VOSGES	6
13/10/ 1984	21h 23		AVANT-PAYS JURASSIEN (BESANCON)	FRANCHE- COMTE	4
5/09/ 1984	5h 16		ZURICH	SUISSE	6
21/06/ 1983	15h 03		JURA (ORNANS)	FRANCHE- COMTE	4,5
5/02/ 1983	16h 19	R	AVANT-PAYS JURASSIEN (RANDEVILLERS)	FRANCHE- COMTE
3/02/ 1983	2h 48		AVANT-PAYS JURASSIEN (RANDEVILLERS)	FRANCHE- COMTE	4
18/07/ 1980	23h 03	E	PLAINE DE HAUTE-ALSACE (HABSHEIM)	ALSACE
16/07/ 1980	15h 50	E	PLAINE DE HAUTE-ALSACE (HABSHEIM)	ALSACE	4,5
15/07/ 1980	12h 17		PLAINE DE HAUTE-ALSACE (HABSHEIM)	ALSACE	6,5
3/07/ 1979	21h 13		PLATEAU SUISSE (MORAT)	SUISSE
3/09/ 1978	7h 08		JURA SOUABE (ONSMETTINGEN)	ALLEMAGNE	7,5
8/01/ 1975	9h 12		PLATEAUX JURASSIENS (SALINS-LES-BAINS)	FRANCHE- COMTE
8/03/ 1968	4h 01		PLAINE DE HAUTE-BOURGOGNE (PONTAILLER/SAONE)	BOURGOGNE	4,5
16/07/ 1967	14h 04		PLAINE DE HAUTE-BOURGOGNE (AUXONNE)	BOURGOGNE	5
10/07/ 1966	3h 45		AVANT-PAYS JURASSIEN (MONTAGNEY)	FRANCHE- COMTE
2/07/ 1966	6h 15		PLATEAU DE HAUTE-SAONE (FAUCOGNEY ?)	FRANCHE- COMTE	4
14/03/ 1964	2h 37		UNTERWALD (SARNEN)	SUISSE	7
25/04/ 1962	4h 44		VERCORS (CORRENCON-EN-VERCORS)	DAUPHINE	7,5
28/04/ 1961	20h 48		FORET NOIRE (LORRACH)	ALLEMAGNE	5,5
23/03/ 1960	23h 08		VALAIS (BRIG)	SUISSE	7

23/11/ 1955	6h39	E	AVANT-PAYS JURASSIEN (MONTARLOT-LES-RIOZ)	FRANCHE-COMTE	6
21/11/ 1955	17h45		AVANT-PAYS JURASSIEN (CUSSEY)	FRANCHE-COMTE
3/11/ 1955	14h27	E	AVANT-PAYS JURASSIEN (MONTARLOT-LES-RIOZ)	FRANCHE-COMTE	6
28/10/ 1955	7h19	E	AVANT-PAYS JURASSIEN (MONTARLOT-LES-RIOZ)	FRANCHE-COMTE
29/07/ 1954	4 h 42		VALAIS (MONTANA)	SUISSE	6,5
19/05/ 1954	9 h 34		VALAIS (N-W. SION)	SUISSE	7
30/05/ 1946	4 h 41	R	VALAIS (CHALAIS)	SUISSE	7
26/01/ 1946	3 h 15	R	VALAIS (CHALAIS)	SUISSE
25/01/ 1946	21 h 39 min	R	VALAIS (CHALAIS)	SUISSE
25/01/ 1946	17 h 32		VALAIS (CHALAIS)	SUISSE	7,5
31/05/ 1936	5 h 39		AVANT-PAYS JURASSIEN (SELONCOURT)	FRANCHE-COMTE	4
30/12/  1935	3 h 36		VALLEE DU RHIN (OFFENBURG)	ALLEMAGNE	7
30/12/ 1935	3 h 07	P	VALLEE DU RHIN (OFFENBURG)	ALLEMAGNE
27/06/ 1935	17 h 19		JURA SOUABE (KAPPEL)	ALLEMAGNE	7,5
8/02/ 1933	7 h 07		VALLEE DU RHIN (RASTATT)	ALLEMAGNE	7
11/01/ 1931	23 h 50	E	AVANT-PAYS JURASSIEN (HERIMONCOURT)	FRANCHE-COMTE
11/01/ 1931	20 h 20	E	AVANT-PAYS JURASSIEN (HERIMONCOURT)	FRANCHE-COMTE
11/01/  1931	19 h	E	AVANT-PAYS JURASSIEN (HERIMONCOURT)	FRANCHE-COMTE
11/01/ 1931	16 h 45	E	AVANT-PAYS JURASSIEN (HERIMONCOURT)	FRANCHE-COMTE	4
10/01/ 1931	1 h	E	AVANT-PAYS JURASSIEN (HERIMONCOURT)	FRANCHE-COMTE
23/12/ 1930	2 h	E	AVANT-PAYS JURASSIEN (HERIMONCOURT)	FRANCHE-COMTE
20/12/ 1930	17 h 30		AVANT-PAYS JURASSIEN (HERIMONCOURT)	FRANCHE-COMTE
28/06/ 1926	22 h		VALLEE DU RHIN (KAISERSTUHL)	ALLEMAGNE	7
8/01/ 1925	2 h 44		JURA SUISSE (ORBE-LIGNEROLLE)	SUISSE	6,5
19/11/ 1924	17 h 55		JURA SUISSE (ORBE)	SUISSE
1/03/1916	20 h 53		AVANT-PAYS JURASSIEN (DOLE)	FRANCHE-COMTE	5
15/12/ 1912	22 h 15		AVANT-PAYS JURASSIEN (HERIMONCOURT)	FRANCHE-COMTE
28/10/  1911	22 h 17		AVANT-PAYS JURASSIEN (ECHENOZ-LE-SEC ?)	FRANCHE-COMTE	4
16/11/ 1911	21 h 26		JURA SOUABE (EBINGEN)	ALLEMAGNE	8,5
26/05/ 1910	7 h 12		JURA SUISSE (LAUFEN)	SUISSE	6

29/04/ 1905	1 h 59		MASSIF DU MONT-BLANC (LAC D'EMOSSON)	SUISSE	7,5
6/05/ 1898	13 h 10		OBERLAND (S. THUN)	SUISSE	6,5
22/02/ 1898	11 h 45 min		JURA SUISSE (GRANDSON)	SUISSE	6,5
28/12/ 1892	6 h		JURA (MAICHE, ST-HIPPOLYTE)	FRANCHE-COMTE	5
28/12/ 1892	2 h	P	JURA (MAICHE, ST-HIPPOLYTE)	FRANCHE-COMTE
27/12/ 1892	21 h	P	JURA (MAICHE, ST-HIPPOLYTE)	FRANCHE-COMTE
27/12/ 1892	13 h	P	JURA (MAICHE, ST-HIPPOLYTE)	FRANCHE-COMTE
25/12/ 1892	21 h 15	P	JURA (MAICHE, ST-HIPPOLYTE)	FRANCHE-COMTE
10/09/ 1883	4 h	R	JURA (SANCEY-LE-GRAND)	FRANCHE-COMTE
7/09/ 1883	23 h 30		JURA (SANCEY-LE-GRAND)	FRANCHE-COMTE
22/07/ 1881	2 h 45		BELLEDONNE-PELVOUX	ALPES SAVOYARDES	7
8/10/ 1877	5 h 12		FAUCIGNY (LA ROCHE-SUR-FORON)	ALPES SAVOYARDES	7
2/04/ 1876			JURA SUISSE (NEUCHATEL-BIENNE ?)	SUISSE	5,5
10/11/ 1873	19 h 30		JURA (ORNANS)	FRANCHE-COMTE
14/09/ 1866	5 h 10		BRENNE (AZAY-LE-FERRON)	BERRY	7
23/10/ 1865	7 h 15		AVANT-PAYS JURASSIEN (BESANCON)	FRANCHE-COMTE
17/04/ 1862	8 h 10		PLAINE DE HAUTE-BOURGOGNE (SELONGEY)	BOURGOGNE	5
17/06/ 1858	10 h		TERRITOIRE DE BELFORT (BEAUCOURT)	FRANCHE-COMTE	4,5
14/02/ 1857			PAYS DE MONTBELIARD	FRANCHE-COMTE	5
26/07/ 1855	14 h	R	VALAIS (VISP)	SUISSE
26/07/ 1855	10 h	R	VALAIS (VISP)	SUISSE	8
25/07/ 1855	12 h 50		VALAIS (VISP)	SUISSE	9
11/07/ 1852			TERRITOIRE DE BELFORT (BEAUCOURT)	FRANCHE-COMTE
24/08/ 1851	2 h	Z	OBERLAND (S-W. THUN ?)	SUISSE
16/05/ 1848	5 h		PLATEAUX JURASSIENS (NOZEROY)	FRANCHE-COMTE	5,5
17/08/ 1846	7 h 40		PLATEAU SUISSE (YVERDON)	SUISSE	6,5
6/09/ 1843	9 h 28		VALLEE DU DOUBS (SOULCE)	FRANCHE-COMTE
24/01/ 1837	2 h	Z	VALAIS (BRIG)	SUISSE	7
27/08/ 1831	0 h 5	Z	AVANT-PAYS JURASSIEN (BESANCON)	FRANCHE-COMTE
30/10/ 1828	7 h 20		AVANT-PAYS JURASSIEN (BESANCON)	FRANCHE-COMTE	7

26/10/ 1828	11 h 30	P	AVANT-PAYS JURASSIEN (BESANCON)	FRANCHE-COMTE	6
16/12/ 1823			AVANT-PAYS JURASSIEN (BESANCON)	FRANCHE-COMTE
19/02/ 1822	8 h 45	Z	BUGEY (BELLEY)	BRESSE ET JURA BRESSAN	7,5
11/03/ 1817	21 h 25		MASSIF DU MONT-BLANC (CHAMONIX)	ALPES SAVOYARDES	7
29/11/ 1784	22 h 10		SUNDGAU (ALTKIRCH ?)	ALSACE	6
15/10/ 1784	12 h 03		LAC DU BOURGET (AIX-LES-BAINS)	ALPES SAVOYARDES	6,5
6/07/ 1783	9 h 56		VALLEE DE L'OUCHE (BLIGNY)	BOURGOGNE	6
10/09/ 1774	16 h 30		LAC DES 4 CANTONS (LUCERNE)	SUISSE	8
18/01/ 1757	5 h 52		VOSGES COMTOISES (PLANCHER-LES-MINES)	FRANCHE-COMTE	6
18/02/ 1756	7 h 45		HAUTES-FAGNES (STOLBERG)	ALLEMAGNE	8
9/12/ 1755	14 h 45		VALAIS (BRIG)	SUISSE	8,5
26/02/ 1685			JURA SUISSE (AARAU ?)	SUISSE
12/05/ 1682	2 h 30		HAUTES-VOSGES (REMIREMONT)	VOSGES	8
12/12/ 1672	14 h		JURA SUISSE (BALE ?)	SUISSE
24/01/ 1653	23 h		JURA SUISSE (BALE)	SUISSE
21/09/ 1650	3 h		JURA SUISSE (BALE)	SUISSE	6,5
15/06/ 1630	10 h		JURA (PONT-DE-ROIDE ?)	FRANCHE-COMTE
30/05/ 1621	15 h		JURA SUISSE (NEUCHATEL)	SUISSE
5/10/ 1614	1 h 45		FORET NOIRE (S. SCHOPFHEIM ?)	ALLEMAGNE
18/09/ 1601	1 h 45		LAC DES 4 CANTONS (LUCERNE)	SUISSE	8
13/11/ 1592	22 h		AVANT-PAYS JURASSIEN (BESANCON)	FRANCHE-COMTE
11/03/ 1584	11 h 30		LAC LEMAN (MONTREUX)	SUISSE	7
18/10/ 1356	22 h		JURA SUISSE (BALE)	SUISSE	9
18/10/ 1356	17 h	P	JURA SUISSE (BALE)	SUISSE	7,5
1/02/ 1267	2 h		AVANT-PAYS JURASSIEN (BESANCON)	FRANCHE-COMTE
3/01/ 1117	17 h		LOMBARDIE (VERONE)	ITALIE

 

Quelques explications sur la nomenclature employée dans ce tableau :

 

Nature du choc :

 

• C : choc principal
• R : Réplique
• E : Secousse individualisée d'un essaim
• P : Précurseur
• Z : Groupe de secousses d'un essaim

 

Degrés de l'intensité épicentrale :

 

• 4 : secousse modérée, ressentie dans et hors les habitations, tremblement des objets,
• 5 : secousse forte, réveil des dormeurs, chutes d'objets, parfois légères fissures dans les plâtres,
• 6 : dommages légers, parfois fissures dans les murs, frayeur de nombreuses personnes,
• 7 : dommages prononcés, larges lézardes dans les murs de nombreuses habitations, chutes de cheminées,
• 8 : dégâts massifs, les habitations les plus vulnérables sont détruites, presque toutes subissent des dégâts importants,
• 9 : destructions de nombreuses constructions, quelquefois de bonne qualité, chutes de monuments et de colonnes,
• 10 : destruction générale des constructions, même les moins vulnérables (non parasismiques),
• 11 : catastrophe, toutes les constructions sont détruites (ponts, barrages, canalisations enterrées...).

 

Remarques : le 18 octobre 1356, deux séismes de magnitudes estimées par le site du BRGM à 9 et 7,5 ont affecté la région bâloise à proximité de la centrale nucléaire de Fessenheim (Haut-Rhin).

En ce qui concerne cette centrale de Fessenheim, la plus vieille du parc français, il s'agit du séisme de référence. Sa magnitude a été estimée à partir des registres notariaux et des annales religieuses. En fait, les avis divergent : EDF évalue sa magnitude à 6,1 ; l'Institut de radioprotection et de sûreté nucléaire (IRSN) à 6,8 ; et une étude suisse de 2009 à 7,1, ce qui est 30 fois plus violent que l'estimation de l'exploitant !

EDF a beau ajouter une marge de sûreté d'un demi-degré de magnitude au séisme historique de référence, la centrale de Fessenheim n'a pas été construite pour lui résister...

 

Le 19 février 1822, un séisme d'intensité 7,5 a affecté le Bugey où se situe la centrale nucléaire du Bugey.

 

 Les séismes ayant affecté plus spécialement notre région

 

En partant du plus récent au plus ancien :

 

1. Vallorcine : 8 septembre 2005

 

Ce séisme a produit quelques légères secousses dans la région bisontine (voir carte ci-dessous).

 

2. Dammartin les Templiers (23/02/2004)

 

Séisme bien ressenti dans la région bisontine (voir carte ci-dessous).

 

3. Séisme de Rambervillers (22/02/2003)

 

Séisme faiblement ressenti dans la région bisontine (voir carte ci-dessous).

 

5. Séisme de Thise (30/10/1828)

 

Ce séisme d'intensité 7 a produit des dégâts dans la région bisontine et notamment à Thise.  Une douzaine de cheminées et des pans de murs entiers se sont écroulés. La tourelle jouxtant le clocher de l'église  "s'en est séparée d'un pouce environ". L'eau de la fontaine publique s'est troublée une demi-heure après la secousse.

 

 

6. Séisme de Thise (26/10/1828)

 

Ce séisme d'intensité 6 a produit également des dégâts dans la région bisontine et notamment à Thise et à Miserey. À Thise, des cheminées s'écroulent et l'église en reconstruction est endommagée.

 

 

 

7. Séisme de Bâle (18/10/1356)

 

Le séisme de Bâle a été violemment ressenti dans la région. À Besançon,  la Tour de Vaite ne résistera pas à la réplique survenue dans la soirée.

 

 Pour en savoir plus : Site du BRGM

 

Le tsunami qui a noyé Genève en 583

 

On peut rapprocher de ces phénomènes sismiques intéressant la région le tsunami qui a noyé Genève en 563. Cette année-là, une vague gigantesque a balayé les  rives du Léman atteignant huit mètres à Genève et treize à Lausanne selon les simulations de Katrina Kremer de l'université de Genève (décembre 2012).

Si l'existence d'un raz-de-marée en l'an 563 était déjà établie par des témoignages historiques, son origine demeurait controversée. Pour y voir plus clair, l'équipe de Katrina Kremer a sondé le lac et repéré, au plus profond, une vaste couche de sédiments - 250 millions de mètres cubes - qui se seraient déposés brutalement à cette époque. Une observation qui leur permet de conforter l'un des scénarios envisagés : l'effondrement d'un pan de la montagne dans le Rhône, en amont du lac, aurait entraîné un déplacement massif de sédiments, provoquant ainsi le tsunami. Quinze minutes après l'effondrement, la vague touchait Lausanne. Cinquante-cinq minutes plus tard, c'était au tour de Genève. Une catastrophe qui pourrait bien se reproduire, menaçant le million de riverains du lac. La cause de ce tsunami n'était donc pas un séisme, mais un glissement de terrain.

 

L'Arc jurassien sous surveillance GPS

 

Le laboratoire Chrono-environnement de l'Université de Franche-Comté est à l'origine d'un projet d'installation de six stations permanentes GPS de surveillance de l'Arc du Jura. Ces six stations seront progressivement installées au cours du second semestre 2013 et au cours de l'année 2014.

 

Les vingt séismes les plus violents en métropole depuis 1900

Le magazine Sciences et Avenir publie sur son site une carte interactive concernant les séismes les plus violents concernant la métropole depuis 1900.

Qu'est-ce qu'un lac ?

Un lac est une étendue d'eau libre stagnante remplissant une dépression naturelle des continents, sans contact direct avec les océans. On le caractérise par différents paramètres morphologiques. Il occupe une dépression due à différents agents tectoniques, géologiques ou géographiques. La morphologie du lac dépend de son origine, de son mode d'alimentation et de son âge.

Les lacs : généralités

Notions de limnologie. Différents types de lacs. Zonation limnétique

Classification trophique des lacs

Classification trophique des lacs. Le réseau alimentaire. Eutrophisation et pollution

Principaux lacs du Jura

Caractéristiques des principaux lacs du Massif du Jura

Les demoiselles coiffées des Hautes-Alpes

Les demoiselles coiffées des Hautes-Alpes

Théus et Savines

 

par André Guyard

 

Dans les Hautes Alpes, les glaciers quaternaires ont charrié des débris morainiques repris par les rivières. Ces débris constituent une espèce de brèche (conglomérat à éléments grossiers) plus ou moins compactée.

 

Dans cette région, la vallée de la Durance se présente comme une vallée glaciaire typique dont le profil en U a été taillé par les glaciers quaternaires.

 

Au-dessus des épaulements qui dominent les rives de la Durance, les vallons affluents sont comblés par des alluvions. Il s'agit d'un mélange "fluvio-glaciaire" qui s'est déposé en marge de la langue de glace qui s'écoulait dans la vallée principale (et barrait donc les écoulements de ces affluents).

 

L'entaille de la Durance et le ravinement corrélatif par ses affluents latéraux a occasionné la remise à nu, dans les basses pentes, du substrat rocheux ou bedrock (ici gypses et dolomies triasiques) des anciens vallons qui avaient été comblés au wurmien.

 

Ces moraines et ces alluvions contiennent de gros blocs largués par le glacier. Dans ces terrains hétérogènes (argiles et blocs), une cristallisation sous les blocs, combinée au ruissellement des eaux pluviales qui arrache et emporte les éléments instables, a entraîné la formation de demoiselles coiffées ou cheminées de fée. Les blocs forment ainsi un toit protecteur qui met à l'abri les alluvions plus meubles de leur soubassement. Ces demoiselles coiffées, sont nombreuses dans le vallon de Théus et  au bord de la retenue de Serre-Ponçon à Savines le Lac.

 

Demoiselles coiffées de Savines le Lac

 

Ces creusements récents (moins de 30 000 ans) se poursuivent toujours et ces cheminées de fée grandissent au fur et à mesure que le sol s'abaisse autour d'elles.

Des paysages remarquables à Théus et à Savines

 

Genèse de la formation des demoiselles coiffées

 

Ces paysages s'ils restent modestes par rapport à Bryce Canyon (Utah) et à la Cappadoce (Turquie) n'en sont pas moins attachants.

 

Documents photos et vidéo : André Guyard

 

Paysages de la Cappadoce

Paysages de la Cappadoce

 

par André Guyard

 

La Cappadoce est célèbre à cause de ses paysages ruiniformes exceptionnels montrant une densité impressionnante d'habitations et d'églises troglodytiques et de villes souterraines. Ces attraits naturels et culturels sont pour une bonne part liés à l'histoire géologique de la Cappadoce et à l'exploitation par la nature et par l'Homme, de formations géologiques singulières.

 

Habitations troglodytiques

 

Eglise troglodytique à Göreme

 

Un éboulement permet d'observer la structure d'une cité souterraine

voir également la cité souterraine de Deryncuju

 

La Cappadoce (vue satellite Google Maps)

 

L'histoire géologique de la Cappadoce n'est pas très ancienne et remonte au Miocène (vers 10-15 millions d'années). Depuis cette époque, la Cappadoce a été le plus souvent une région topographiquement déprimée et occupée par des lacs, dont on retrouve les traces sous forme de sédiments fins, dont les argiles utilisées par les potiers du secteur d'Avanos.

 

La Cappadoce au soleil levant

 

Le plateau anatolien est entaillé de nombreuses vallées

 

Survol en mongolfière de la Cappadoce

 

Depuis le Miocène et jusqu'à la période préhistorique, une activité volcanique très importante s'est développée dans toute la région. Sont encore visibles les deux grands volcans Hasan Dağ, à proximité d'Aksaray et Erciyes, à proximité de Kayseri. Ces deux volcans ont une morphologie bien préservée car ils sont très récents (autour de 2 millions d'années probablement, les dernières éruptions datant probablement de la période préhistorique). Cependant ils ne constituent qu'une partie infime en volume du volcanisme de Cappadoce et dans 2 ou 3 millions d'années, l'érosion les aura fait disparaître du paysage.

 

Le volcan Hasan Dağ

 

Les formations volcaniques de la région sont pour l'essentiel plus anciennes et sont des ignimbrites vulgairement appelées tufs volcaniques. On appelle ainsi des dépôts de particules volcaniques (pyroclastes) de taille infra-millimétrique (cendres) à centimétrique (ponces), mis en place par des écoulements pyroclastiques, c'est-à-dire des écoulements biphasés où le milieu de transport des particules est le gaz émis par l'éruption. Les ignimbrites sont typiquement produites par des éruptions explosives de grand volume : chaque dépôt ignimbritique a ainsi un volume de quelques centaines voire milliers de km³ et couvre une surface de dizaines ou centaines de milliers de km².

 

Au cours des éruptions ignimbritiques, on observe systématiquement la formation d'un immense cratère, ou caldeira, dont le diamètre va typiquement de 5 à 15 km. Cette caldeira se forme par effondrement des roches qui surmontent le réservoir magmatique (en général à quelques kilomètres seulement sous la surface terrestre), lorsque ce réservoir se vide de ces énormes volumes de magma.

 

En Cappadoce, les études géologiques ont montré qu'il existe 7 à 8 ignimbrites principales d'au moins 500 km³ chacune, mises en place entre 14 et 3 millions d'années environ. Les caldeiras qui ont accompagné les éruptions de ces ignimbrites ne sont plus visibles dans le paysage et sont depuis longtemps comblées par les phénomènes d'érosion et de sédimentation. La plupart étaient concentrées dans la zone entre Nevşehir et Derinkuyu. Il est donc faux d'attribuer ces grandes formations ignimbritiques aux volcans Hasan Dağ ou Erciyes comme on le trouve souvent écrit à tort.

 

Les ignimbrites sont des formations clastiques, assemblages chaotiques de ponces et de débris de roches dans une matrice cendreuse. Meubles (et chaudes!) au moment de leur dépôt, elles peuvent s'indurer à des degrés divers. Dans certains cas, elles se compactent fortement dès leur dépôt et les particules encore à haute température peuvent se souder entre elles, donnant finalement une roche très compacte et très dure : les unités ignimbritiques nommées Valibaba Tepe et Kızılkaya dans la stratigraphie de la Cappadoce, en sont d'excellents exemples. Dans d'autres cas, elles restent relativement tendres et friables, comme par exemple les unités Zelve et Cemilköy de Cappadoce. Ce sont ces variations de résistance mécanique, faible dans certaines ignimbrites, meilleure dans d'autres, qui ont été utilisées en Cappadoce, par la nature pour donner les reliefs ruiniformes et les cheminées de fée, par l'Homme pour creuser les habitations troglodytiques et les villes souterraines.

 

La demoiselle est coiffée d'un bloc plus dur

 

Les cheminées de fée typiques (appelées demoiselles coiffées dans la région d'Embrun en France) sont formées d'une colonne surmontée d'un bloc, ce bloc étant constitué d'une roche plus dure et plus résistante à l'érosion. Le ruissellement par les eaux de pluie tend à contourner ce casque et à affouiller les roches tout autour, pour former finalement la colonne que le bloc protège. La force du vent a également un impact non négligeable tout comme la succession de périodes de gel et de dégel qui détruit la roche par dilatation.

 

Le poids de la roche dure qui surplombe la colonne renforce également la résistance de la colonne. En effet, le poids  du casque applique une pression interne sur les couches de la colonne. Cela conduit à un compactage des roches qui renforce la résistance. Des phénomènes de calcification des colonnes permettent également d'améliorer la résistance.

 

Différentes étapes de la formation des cheminées de fée

 

Pour en revenir à la Cappadoce, la petite ville d'Ürgüp, cœur de la Cappadoce touristique, et d'autres villages touristiques des alentours (Uçhisar, Ortahisar, İbrahimpasa par exemple), sont installés dans l'unité stratigraphique la plus ancienne, dénommée Kavak dans la stratigraphie régionale. Il s'agit en fait d'un ensemble de plusieurs unités ignimbritiques, séparées localement par des cordons d'alluvions de rivière ou d'autres sédiments, mais le tout est relativement homogène, donnant des entaillements fortement pentés voire subverticaux de roches à teinte jaunâtre, dans lesquelles se développent facilement des cheminées grossières et irrégulières.

 

Plus au Nord, on observe le passage des ignimbrites Kavak à l'unité ignimbritique sus-jacente, dite Zelve. Au site même de Zelve, les cheminées de fée sont formées dans la partie sommitale de l'unité Kavak et sont coiffées de fragments d'un dépôt plus induré et moins friable qui correspond aux retombées de ponces marquant le début de l'éruption Zelve.

 

L'ignimbrite Zelve se voit au-dessus et alentour, formant des versants irrégulièrement et finement incisés dans une roche plus tendre, blanche dans sa partie basse puis passant progressivement vers le haut à des teintes rose à rougeâtre, cette variation de teinte étant due à l'oxydation des minéraux ferreux de l'ignimbrite par les eaux d'infiltration.

 

Des bancs subhorizontaux de calcaire lacustre plus dur surmontent et protègent l'ignimbrite Zelve dans ce secteur, formant le sommet des collines résiduelles en rive gauche du Kızılırmak.

 

La vallée d'Ilhara est un autre site touristique de la Cappadoce, dans sa partie occidentale. Là, une vallée verdoyante est limitée par des falaises verticales où des niches troglodytiques perchées à différents niveaux semblent inaccessibles. Dans ce site pittoresque, les falaises sont entaillées dans l'une des ignimbrites supérieures de la Cappadoce, l'ignimbrite Kızılkaya, âgée d'environ 5 millions d'années. Cette ignimbrite est la plus étendue de Cappadoce et se retrouve jusqu'en limite du bassin de Kayseri. C'est aussi la plus résistante à l'érosion, car elle est fortement soudée. Elle forme ainsi le sommet des plateaux, marqués par une petite falaise de 5 à 10 de mètres de haut, autour du bassin d'Ürgüp. À Ilhara, l'ignimbrite Kızılkaya a été canalisée dans une vallée à l'époque de sa mise en place et se trouve sur-épaissie.

 

Voir également sur ce même blog : Bryce canyon et Les demoiselles coiffées des Hautes-Alpes

Photos et vidéo : André Guyard

Texte : d'après Jean-Louis Bourdier

 

Sources :

 

Documents locaux.

 

Bourdier J.-L. La Formation des Paysages de Cappadoce. Université d'Orléans, Dépt. de la Science de la Terre, BP 6759 / 45067, Orléans.

 

La vallée de la Mort ou Death Valley

Death Valley

 

par André Guyard

 

 

Le Parc national de la Vallée de la mort (ou Vallée de la mort, en anglais Death Valley National Park ou Death Valley) est situé à l'Est de la Sierra Nevada en Californie et s'étend en partie au Nevada. Avec plus de 13 600 km², il constitue le plus grand parc national américain, si l'on excepte l'Alaska.

 

Le parc abrite des écosystèmes très variés, allant des dépressions hyperarides aux sommets enneigés de la Panamint Range. Ce parc est composé de plusieurs vallées très profondes et très arides dont la principale mesure plus de 100 km de longueur. Il contient le plus grand relief désertique de la partie continentale des États-Unis. À son niveau le plus bas, la vallée de la Mort se situe à 85,5 mètres au-dessous du niveau de la mer, alors que le mont Whitney, situé à 123 kilomètres s'élève à plus de 4 400 mètres. Les températures les plus chaudes du globe y ont été relevées : 56,6 °C à l'ombre. On y trouve des dunes de sable, des lacs salés, des volcans, des villes fantômes et des oasis.

Cette aridité s'explique par la topographie de la région.

Située au nord du désert des Mojaves dans un bassin intramontagnard, la Vallée de la Mort est aride parce qu'elle se trouve abritée de l'influence océanique du Pacifique par la Sierra Nevada. Cette chaîne de montagne, qui dépasse les 4 000 mètres d'altitude, contraint la masse d'air à s'élever, ce qui a pour conséquence de la refroidir et de provoquer de fortes précipitations sur le versant ouest. En passant de l'autre côté de la Sierra, la masse d'air a perdu de son humidité. Cet effet de fœhn amplifie la chaleur et l'aridité dans la Vallée de la Mort.

L'érosion est celle d'un milieu aride : autrement dit, la corrosion éolienne est sans doute la plus active, avec celle du gel en altitude. Le vent chaud, transportant des grains de sable ou de sel, façonne les rochers en forme de champignon. Le vent modèle également les dunes du parc.

Les Mesquite Sand Dunes (les dunes à Prosopis) sont situées au nord de la vallée. Du fait de l'accès facile depuis la route proche, elles ont été souvent utilisées par le cinéma dans de nombreux films pour des scènes de dunes, comme dans la série La Guerre des étoiles.

La plus grande dune porte le nom de Star Dune et reste relativement stable et stationnaire à cause de la convergence locale des vents qui justement forment ces dunes.

 

Une belle dune en forme de barcane

Les faibles précipitations participent finalement peu à l'érosion. La rosée, présente le matin, contribue à la formation d'un vernis à la surface des roches.

Un désert aride d'une minérale beauté riche en borax

 

La topographie de la région résulte d'une tectogenèse intense qui crée des failles délimitant des graben. Les vallées étaient occupées par des lacs qui ont disparu et qui ont laissé la place à de vastes étendues planes ou playas.

La région traverse de longues périodes de dépôts de sédiments marins et lacustres, d'érosions et de soulèvement tectoniques s'étalant entre -570 et -150 millions d'années. À cette période, la Sierra Nevada est une chaîne de volcans.

Entre -150 et -10 millions d'années, les mers se retirent à plus de 300 km à l'Ouest, et la région devient une vaste plaine. Plusieurs soulèvements tectoniques ont alors lieu et les paysages tels que nous pouvons les admirer aujourd'hui se façonnent (depuis environ 10 millions d'années).

 

Une vaste étendue d'eau aujourd'hui disparue appelée lac Manly a connu sa plus grande extension pendant le grand âge glaciaire, il y a quinze mille ans : 150 à 200 m de profondeur, 6 à 7 km de large et environ 70 km de long. Le lac a disparu par évaporation à cause du réchauffement général de la planète. Cependant, il reste en profondeur des nappes d'eau souterraine. L'aquifère était alimenté par les eaux de la rivière Amargosa et de la Salt Creek. Les inondations de 2005 ont permis au Lac Manly de réapparaître temporairement et sur une petite surface ; mais il s'est évaporé très rapidement, laissant une boue salée desséchée.

Entre -10 000 et -2000 ans, la vallée est régulièrement inondée et en s'évaporant l'eau laisse les minéraux et crée les étendues de sel actuelles.

Le sol de la Vallée de la Mort est riche en minéraux divers, dont le borax, exploité pendant longtemps par une société minière, pour être utilisé dans la production de savon et dans l'industrie aéronautique. Le produit fini raffiné était expédié depuis la vallée dans des wagons tirés par des groupes de 18 mules et de deux chevaux, qui ont donné la marque (renommée aux États-Unis) de 20-Mule Team.

 

Un écomusée consacré à l'exploitation du borax

Une mine abandonnée

Un petit musée déploie tout un éventail de minéraux trouvés dans la région.

Fibres d'amiante

Azurite

Azurite + malachite

Baryte

Bendheimite

Chalcopyrite

Chenite

Colémanite

Carbonate de cuivre + quartz

Galène

Limonite

Cristaux de malachite inclus dans du grès

Minerai d'or

Pyrite + sphalérite

Pyrolusite

Réalgar + orpiment

Stibnite

Soufre

Bois pétrifié

Bois pétrifié (conifère du Miocène)

La flore est adaptée aux contraintes naturelles que représentent l'altitude et l'aridité. Sont répertoriées 900 espèces de plantes.

La faune est très variée, avec plus de 400 espèces différentes. On a dénombré 51 espèces autochtones de mammifères, 307 espèces d'oiseaux, 38 espèces de reptiles, trois espèces d'amphibiens et six espèces de poissons (à Salt Creek et Cottonwood Marsh).

On peut rencontrer des coyotes, des renards nains, des lynx, des pumas et des cerfs hémiones ; mais ils sont plus rares que les petits mammifères. Les serpents sortent surtout la nuit et les lézards, particulièrement nombreux, vivent dans des terriers creusés par d'autres espèces.

Des mouflons canadiens vivent dans les zones montagneuses du parc et aux alentours. Ces animaux, qui s'adaptent facilement aux contraintes naturelles, peuvent consommer à peu près n'importe quelle plante ; ils n'ont aucun prédateur connu, mais l'Homme, lorsqu'il empiète sur leur habitat, représente leur plus grand danger.

Le parc de la Vallée de la Mort est un lieu de passage et de pause pour de nombreux oiseaux migrateurs au printemps : grèbes à cou noir, hirondelles, ibis et canards colverts peuvent être observés.

 

Yucca elata (Liliacées)

Inflorescence de Yucca elata (Liliacées)

Lien :

http://fr.wikipedia.org/wiki/Parc_national_de_la_Vallée_d...

 

Les sources d'Arcier : principale ressource en eau de la ville de Besançon

Les sources d'Arcier : l'une des principales ressources en eau de la ville de Besançon

 

par André Guyard & Michel Cottet

(dernière mise à jour : 10/04/2018)

 

Nous avons vu que les Sources d'Arcier drainaient le bassin versant du Marais de Saône qui s'étend sur une surface de 102 km². Outre la zone humide et marécageuse évaluée à 800 ha, ce bassin versant comprend des zones habitées dont les villages de Nancray, Gennes, Saône... tout proches, des terrains agricoles et une zone artisanale et industrielle où les risques de pollutions accidentelles liés aux activités humaines sont importants. Sans négliger l'aérodrome de la Vèze qui jouxte la zone, la RN 57 et la voie ferrée qui la traversent (Voir article sur le Marais de Saône). Un facteur de risque supplémentaire doit être pris en compte avec un très important dépôt de pétrole brut, dont les deux tubes (pipeline sud-européen Fos/Mer - Rotterdam et pipeline du Jura qui alimente la raffinerie de Cressier en Suisse) traversent en long et en large le bassin versant. C'est pourquoi l'eau d'Arcier doit être soigneusement sécurisée.

 

Résurgence principale d'Arcier

La ressource en eau est protégée par une grille solide qui

matérialise le "périmètre de protection immédiat"

(Cliché André Guyard)

 

La devise et les armes de la ville dominent le fronton

(Cliché André Guyard)

 

Une plaque commémore l'acquisition

de la source par la ville

(Cliché André Guyard)

 

L'altitude précise (272,366 m) est affichée

(Cliché André Guyard)

 

 

À l'intérieur de la cavité de la source, on peut observer le départ de l'aqueduc actuel vers l'usine de potabilisation de la Malate, (voir  cliché ci-dessous). Nous sommes en hautes eaux. Notez la turbidité élevée.

 

Départ de l'aqueduc actuel au niveau de la source

(Cliché Michel Cottet, 14 mars 2008)

 

Dans cette optique, la ville de Besançon a mis en place une procédure de sécurisation de l'alimentation en eau potable basée sur les trois points suivants :

 

1. En amont, l'instauration des périmètres de protection réglementaires limite les activités polluantes aux abords immédiats des points sensibles du plateau : Creux sous Roche, ruisseau de Nancray... (voir article sur le Marais de Saône). Les informations obtenues grâce au système de surveillance doivent être complétées par une information apportée par les habitants eux-mêmes qui peuvent observer une pollution sur le bassin versant.

 

2. En aval, une station de production d'eau potable est installée à la Malate, sur le parcours de l'aqueduc actuel. Au niveau de cette usine, une station d'alerte dotée de systèmes de détection permet de prévenir des pollutions accidentelles.

 

3. En cas de pollution, l'eau de la Source d'Arcier est envoyée directement au Doubs, sans traitement. L'usine de la Malate est alors arrêtée pendant la durée de l'épisode polluant. Le réseau d'eau potable bisontin est alors mis en interconnexion avec l'unité de production de Chenecey-Buillon sur la Loue, assurant ainsi la continuité de l'alimentation en eau potable. La reprise d'activité de la station de la Malate n'interviendra qu'après analyse de la pollution et retour à la conformité des paramètres de qualité de l'eau.

 

Dispositif anti-pollution mis en place

par la ville de Besançon

(Document : ville de Besançon)

 

Le problème de la protection de la zone de captage d'Arcier

Questions à Christian Morel, vice-président de la chambre d'agriculture (Est Républicain 29/01/2016)

En concertation avec les agriculteurs et la ville de Besançon, nous nous sommes engagés à faire baisser les pesticides de 40 %.

L'expérience de protection de la zone de captage d'Arcier qui alimente Besançon est unique en France. En quoi consiste-t-elle ?

L'action a commencé il y a dix ans avec un travail de pédagogie auprès des 40 exploitants concernés par . la zone de captage. Nous avons organisé des réunions semestrielles de sensibilisation puis nous avons signé un premier plan il y a cinq ans visant à faire baisset l'usage de l'utilisation de produits phytosanitaires. La moitié des agriculteurs représentant 850 hectares ont joué le jeu.

Est-ce suffisant ?

C'était un très bon début. Et nous venons justement de signer un nouveau plan quinquennal qui va concerner les 2/3 des agriculteurs, soit une surface totale de 1 500 hectares. Ce qui en fait effectivement une expérience unique en France.

Comment faites-vous pour convaincre les agriculteurs ?

Les agriculteurs sont de plus sensibles à la question environnementale. Mais l'État nous aide aussi beaucoup d'un point de vue économique. Chacun touche 170 € d'aide par hectare.

En quoi consiste exactement le plan de protection ?

La baisse d'utilisation de produits phytosanitaires se traduit par une baisse des rendements compensés par les aides. Mais la gestion des sols, en revanche, permet de lutter contre l'appauvrissement de la ressource. Ainsi, nous avons mis en place une rotation herbe — céréale tous les 5-7 ans. Cela pourrait aussi être appliqué aux zones céréalières comme celles de Gray en alternant des cycles luzerne-chanvre avec le blé, l'orge ou le colza.

 

 

La Station de production

d'eau potable de la Malate

 

La Station de production d'eau potable de la Malate

(Document : ville de Besançon)

La Station de la Malate : les bassins

(Document : ville de Besançon)

La Station de la Malate : différents épisodes

du traitement des eaux :

préozonation-filtration-ozonation

(Documents : ville de Besançon)

 

Sophie Rapenne :" La station de la Malate

traite 20.000 m³ d'eau par jour.

C'est la moitié des besoins en eau de Besançon".

 

La Station de production d'eau potable de la Malate constitue l'une des principales ressources en eau de la Ville de Besançon. Chaque jour, près de 50 000 habitants du centre ville et des quartiers proches consomment cette eau. Pendant certaines périodes de l'année, c'est près de 110 000 habitants qui peuvent être alimentés en appoint dans l'ouest de Besançon et dans cinq autres communes proches.

 

Parmi les dispositifs utilisés pour vérifier la qualité de l'eau, la station utilise des vairons, poissons lanceurs d'alerte, comme le rapporte un article de de Jean-Marc Toussaint dans l'Est Républicain.

 

À Besançon (Doubs), deux stations de traitement de l'eau utilisent des vairons pour détecter les pollutions ; Ces poissons bioindicateurs sont les premiers à donner l'alerte.

 

L'emploi d'animaux comme bio-indicateurs n'est pas nouveau. Jadis, les mineurs utilisaient des canaris pour descendre dans les entrailles du sous-sol. L'oiseau, très sensible au gaz, les aidait à prévenir des coups de grisou.

 

À Besançon, ce sont les vairons qui alertent des risques de pollution de l'eau.

 

Quand l'eau des sources d'Arcier arrive à la station de traitement de La Malate, on y injecte de l'ozone. « Ce gaz va faciliter l'agglomération des particules polluantes », explique Sophie Rapenne, chef d'exploitation des stations de traitement des eaux de l'agglomération de Besançon (25). Mais avant cette première étape de traitement, l'eau passe dans un aquarium où s'agitent inlassablement une vingtaine de vairons ! Ces poissons jouent le rôle de donneurs d'alerte. En milieu naturel, ils présenter des cas de mortalité quand la qualité de l'eau se dégrade. Cette sensibilité en fait des bio-sentinelles de tout premier plan, capables de dépasser les exigences de la législation limitées à une dizaine de critères pour la potabilité de l'eau. Le Vairon réagit à tout : métaux, ammoniac, médicaments... Il permet même de repérer des pollutions marginales.

 

Pour ce faire, l'aquarium est équipé de capteurs à ultrasons qui analysent les mouvements des poissons et qui déclenchent l'alerte à la moindre anomalie. Cette sécurisation de l'approvisionnement vient en complément d'autres outils, plus scientifiques. Car cette eau, déjà exploitée par les Romains il y a près de 2200 ans, est particulièrement sensible aux risques de pollution. Elle provient d'un grand plateau calcaire qui s'étend sur une dizaine de communes à l'est de Besançon jusqu'à Mamirolle. Un terrain couvert majoritairement de bois, de prairies et de cultures céréalières. « Cette eau provient d'un sous-sol calcaire de type karstique très fracturé, qui entraîne les eaux de ruissellement sans véritable filtre jusqu'à la source », explique Sophie Rapenne. Conséquence, l'eau est turbide et peut présenter des taux de nitrates ou de glyphosates très variables à la saison des pluies. D'où la nécessité d'avoir recours aux vairons.

 

Ce n'est d'ailleurs pas la seule station à être dotée de ces poissons. Celle de Chenecey-Buillon, qui capte les eaux de la Loue, est équipée d'un aquarium semblable. « À ce jour, nous n'avons jamais eu de cas de mortalité massive. Seuls quelques vairons ont disparu à la suite d'incidents techniques ou de pollutions organiques isolées », explique Sophie Rapenne, qui peut également compter sur d'autres outils de suivi notamment la mesure en continu de la turbidité et du pH. « Sinon, notre laboratoire procède à des analyses quotidiennes tout au long du processus. Elles viennent s'ajouter aux prélèvements effectués par l'ARS (Agence régionale de santé) sur l'eau distribuée » poursuit Sophie Rapenne.

 

Aussi, plutôt que de compter uniquement sur des poissons donneurs d'alerte, la ville a préféré agir en amont avec la chambre d'agriculture pour réduire les émissions de polluants. Ce qui a permis, en une douzaine d'années, de diviser par deux le taux moyen de nitrates dans cette eau de source. « L'inquiétude aujourd'hui, c'est le glyphosate, qui est en augmentation constante. Et selon nos études, cette pollution émane principalement des particuliers », observe Sophie Rapenne. Le sujet est d'importance. Les sources fournissent à elles seules la moitié des besoins en eau potable de Besançon.

 

 

Alimentation de la ville de Besançon en eau potable

(Document : DDASS du Doubs)

 

Documentation : ville de Besançon

 

Clichés photographiques : Ville de Besançon, Michel Cottet et André Guyard

 

Adresse utile : Qualité de l'eau dans votre commune ?

 

Les sources d'Arcier

Les sources d'Arcier

 

 

par André Guyard & Michel Cottet

(dernière mise à jour : 19/03/2013)

 

 

Vue satellite des sources d'Arcier

Les sources se situent dans la vallée du Doubs

au pied du faisceau bisontin

Situation géographique et cadre géologique

Les sources d’Arcier, spectaculaires émergences karstiques, apparaissent à 275 m d'altitude en bordure de la plaine alluviale du Doubs, au fond d’un court vallon aux parois abruptes, entaillé dans les calcaires du Séquanien supérieur. Ces sources sont situées sur la commune de Vaire-Arcier à proximité du cours du Doubs, en amont de la ville de Besançon., au pied du faisceau bisontin. Elles drainent le plissement formant le relief de Montfaucon, ainsi que le plateau de Saône, vaste zone déprimée occupant le fond d’un synclinal parcouru par des écoulements superficiels se perdant dans les calcaires.

 

Surplombant immédiatement la zone des griffons, on trouve, vers le Sud, un puissant anticlinal de Jurassique moyen qui chevauche les calcaires du Jurassique supérieur de la source. Ce plissement, le plus méridional du faisceau bisontin, forme le rigoureux relief de Montfaucon qui culmine à 617 m d'altitude. Ensuite, toujours vers le Sud, les calcaires s'abaissent et s'ennoient sous les marnes de l'Oxfordien. Contrastant avec le relief précédent, vient ensuite plus au Sud, le plateau de Saône d'altitude moyenne 400 m ; il correspond à un large synclinal peu marqué limité au Sud par les reliefs de l'accident de Mamirolle. Cette zone constitue un vaste bassin fermé parcouru par des écoulements superficiels qui se perdent dans les calcaires soit du Jurassique supérieur dans le cas du Creux-sous-Roche, exutoire du marais, soit du Jurassique moyen pour le ruisseau de Nancray.

 

Les sources d’Arcier sont issues de quatre cavités principales connues :

 

• la Source d'Arcier proprement dite également appelée source du Martinet,  ou du Canal de Jules César (développement 285 mètres, dénivellation 5 m). L'entrée de la grotte est impénétrable et fermée d'une grille. Cette source principale a été captée à l’époque romaine (en l’an 170) pour alimenter Besançon en eau.

 

La source du Martinet ou source du Canal de Jules César

(Cliché André Guyard)

La source du Martinet est fermée par une grille

(Cliché André Guyard)

Le cliché suivant montrent les deux galeries amont de la Source d'Arcier à leur confluence dans la grotte, en basses eaux. Le départ de l'aqueduc actuellement en service se situe à droite de l'image.

 

Le captage en basses eaux

(Cliché André Guyard)

Le captage en hautes eaux

(Cliché Michel Cottet, 14 mars 2008)

Exemple d'un enregistrement mensuel

de température et débit

Courbe cumulative des débits classés

Hydrogramme de crue

 

• La Source d'Arcier alimentant la pisciculture en contrebas.

 

Source intermédiaire

(Cliché André Guyard)

 

 

• la source supérieure (fossile) d'Arcier au-dessus de la source passe (développement 45 mètres, dénivellation 4 m) ;

L'exploration spéléologique est stoppée par des trémies (effondrements de la voûte de la galerie principale en amont et en direction des sources Bergeret) ;

 

• la source Bergeret inférieure (développement 51 mètres, dénivellation 4 m) ;

 

• la source Bergeret supérieure (développement 40 mètres, dénivellation 2 m).

 

Situées à 600 mètres des sources d'Arcier, les sources Bergeret sont constituées d'une source permanente, de petites sources latérales impénétrables fonctionnant en crue et d'un orifice supérieur temporaire de crue.

 

Source Bergeret en basses eaux

(Cliché André Guyard)

 

Source Bergeret en hautes eaux

(Cliché Michel Cottet, 24 mars 2008)

Origines de l'alimentation des sources d'Arcier

 

On sait depuis E. Fournier au début du XX^e siècle que les eaux du marais se perdent au Creux sous Roche pour ressortir aux sources d'Arcier.(voir article concernant le Marais de Saône).

 

Carte géologique de la région

(vue grossie : Carte géologique des sources d'Arcier.pdf)

 

Carte des traçages

(document DIREN)

 

Atlas orogéologique de la région des sources d'Arcier

 

Rappelons que les colorations à la fluorescéine à partir du Creux sous Roche pratiquées par Fournier (1899) puis par Jeannot (1901-1902) montrent que le cours d'eau emprunte la faille de Mamirolle vers le Nord. Le collecteur souterrain est alimenté ensuite par les eaux collectées du côté de Gennes, avec un parcours marqué en surface par un chapelet de dolines, puis par les eaux de Naisey et (partiellement) de Bouclans, après leur brève réapparition entre Nancray et les pertes du bois de Faule. En novembre 1901, la réapparition a lieu 7 fois sur 12 aux sources d'Arcier dont une seule fois à la source Bergeret et deux fois à la source de la pisciculture.

 

Les nombreux essais de coloration de 1899 à 1902 avaient abouti à une hypothèse originale sur le devenir des eaux infiltrées au Creux-sous-Roche, hypothèse qui envisageait un drainage à l'étiage vers la source du Maine (au Sud dans la vallée de la Loue) et vers la source d'Arcier au Nord en crue. Au cours des années, les hypothèses ont divergé sur le cheminement exact emprunté par les eaux. Or, deux essais de traçages réalisés en 1985 ont montré qu'en basses eaux, comme en hautes eaux, l'exutoire du Creux-sous-Roche était exclusivement les sources d'Arcier Bergeret. Les résultats des expériences du début du siècle étant incontestables, il faut bien envisager un changement radical des écoulements souterrains dans ce secteur.

 

D'autres colorations et la structure géologique ont permis de préciser les autres limites du bassin versant dont la surface est estimée à 102 km². Le module est de 1,58 m³/s.

 

L'inventaire des circulations souterraines reconnues par traçage reconnaît différentes sources d'alimentation pour les exurgences d'Arcier. L'actualisation de cet Inventaire des circulations souterraines en 1987 indique que deux colorations sucessives faites en 1984 au Creux sous Roche ont abouti aux sources d'Arcier. (Inventaire des circulations souterraines reconnues par traçage en Franche-Comté (1987) Annales scientifiques de l'Université de Besançon, Mémoire n°2).

 

Trois profils géologiques parallèles dans le système aquifère Saône-Arcier

(d'après Dreyfuss et Chauve, 1971)

 

Source d'Arcier. Étiage du 17/10/1983 au 25/11/1983

 

Le tableau ci-dessous indique l'origine des eaux exurgeant à Arcier, la date du traçage, la distance à vol d'oiseau jusqu'à Arcier, le temps et la vitesse de réapparition du colorant.

 

Origine	Date	Distance en m	Temps en h	Vitesse en m/h
Entonnoir du Moulin Vieux Nancray	1893-1894	2950 Arcier	9,5	310
Creux sous Roche (Saône) Fontaine du Grand Saône	1901-1902	6000 Arcier	19 à 162	315 à 37
Creux sous Roche (Saône) Fontaine du Grand Saône	1901-1902	5850 pisciculture	218	27

 

D’autres colorations et l’analyse de la structure géologique ont permis de définir les limites du bassin d’alimentation de la source. Son étendue est de l’ordre de 100 km² et son débit moyen de 1,6 m³/s.

La définition des périmètres de protection de ce captage a débuté en 1986 ; en raison de la complexité du dossier et des nombreux acteurs associés à cette démarche, le premier rapport n’a pas eu de suite. Il prévoyait la mise en place d’un périmètre rapproché couvrant la totalité du bassin d’alimentation ; si les vitesses de circulations justifiaient ce dimensionnement, son application administrative rencontrait des difficultés insurmontables avec, par exemple, l’inscription aux hypothèques des contraintes pour toutes les parcelles concernées. De plus, ces contraintes ne dépassaient guère le cadre administratif existant.

 

Les temps de passage pour les traçages depuis les dolines de Gennes et les pertes des ruisseaux de Nancray sont considérablement plus rapides que ceux depuis le Creux sous Roche. Il s'en suit une plus grande vulnérabilité de l'aquifère. Cette constatation a entraîné la suppression de la Step de Nancray avec un transfert de bassin sur le ruisseau du Gour à Bouclans avec la création d'une Step intercommunale. Ainsi les effluents de cette Step se retrouvent dans le Doubs à Laissey par l'intermédiaire du ruisseau le Rougnon.

 

Diagramme du fonctionnement du

système Marais de Saône-Arcier

(d'après J.-P. Mettetal)

Utilisation de l'eau des sources d'Arcier

 

Les eaux des sources sont utilisées essentiellement pour l'alimentation de la ville de Besançon. Mais les sources alimentent également des ruisseaux qui vont rejoindre le Doubs tout proche.

 

Le ruisseau issu des sources Bergeret traverse une propriété avant de rejoindre le ruisseau issu de la pisciculture.

 

En ce qui concerne les sources d'Arcier proprement dites, des ruines encore visibles témoignent d'une ancienne occupation humaine :

 

- une forge dotée d'un martinet.

 

- Au XV^e siècle, d'après Jaccottey (Achéologia), est avérée l'existence d'une papeterie au niveau des sources et d'un moulin à quelque deux kilomètres.

 

- une pisciculture qui a fonctionné de 1945 à 2003. Une étude fondée sur la méthode des indices biotiques (J. Verneaux, I.B.G.N) menée par les étudiants du DESS d'Hydrobiologie de la Faculté des Sciences de Besançon (1995) n'avait pas mis en évidence une pollution due à cette entreprise, ce qui prouvait le bon fonctionnement des installations.

 

La source de la pisciculture passe sous le château d'Arcier

(Cliché André Guyard)

Les bassins de la pisciculture

(Cliché André Guyard)

Ruisseau d'Arcier en aval de la pisciculture

(Cliché André Guyard)

Ruisseau Bergeret avant sa confluence avec le ruisseau de la pisciculture

(Cliché André Guyard)

Ruisseau d'Arcier peu avant sa confluence avec le Doubs

(Cliché André Guyard)

 

Abandonnées au V^e siècle, les sources sont expropriées par la ville de Besançon en 1839 et un nouvel ouvrage est réalisé (1850-1854) alimentant la station de traitement des eaux de la Malate qui fournit 20 000 m³ d'eau par jour à la ville.

Des épidémies répétées de fièvres typhoïdes rendent indispensable sa stérilisation qui est achevée en 1924.

 

L'aqueduc romain d'Arcier

 

La source d'Arcier, spectaculaire résurgence karstique, a été captée à l'époque romaine pour alimenter la ville de Vesontio (Besançon actuel) en eau potable. Des vestiges de cet aqueduc qui amenait l'eau par gravité jusqu'au niveau du square Castan sont encore visibles sur 500 m environ. Une association s'emploie à sa sauvegarde avec l'appui de la ville de Besançon (voir à ce sujet le reportage de France 3-Franche-Comté).

 

Dressé par le Service Régional d'Archéologie, un état de l'aqueduc d'Arcier permet de retracer les étapes de la construction de la canalisation.

 

La construction de cet aqueduc est postérieure à l'an 70 après J.-C. comme l'atteste la découverte d'une monnaie du temps de Vespasien (69-79), empereur qui succéda à Néron. On peut donc faire remonter sa construction à l'époque flavienne. La nécessité de cette édification s'imposa vite car, à cette époque, Vesontio, l'antique Besançon, souffrait d'un manque d'eau pour alimenter les fontaines et les thermes de la ville.

 

L'aqueduc représentait un édifice remarquable qui amenait l'eau d'Arcier par gravité jusqu'au niveau de l'actuel square Castan. La pente générale en était de 21,99 m pour une longueur de 9907 m, soit une inclinaison de 0,22 %. (Archéologia n° 355, avril 1999). Bien qu'ils soient dissimulés par la végétation et les constructions plus récentes, ses vestiges sont encore visibles le long de la vallée du Doubs au niveau de Chalèze et de la Malate.

Exploration des vestiges de l'aqueduc romain

(Cliché Michel Cottet)

 

Après la Chute de l'Empire romain, l'édifice ne sera plus utilisé et, au cours des siècles, il subit une dégradation progressive. Il aurait pourtant pu être encore fonctionnel puisque, d'après Chifflet, le 9 août 1324, l'un des segments situé à proximité de l'Archevêché, c'est-à-dire au niveau de son arrivée à Besançon, "laissa échapper un torrent qui  excita l'admiration générale".

 

À deux reprises en 1681 puis en 1819, la remise en état est envisagée. Il faut attendre le XIX^e siècle avec les archéologues Clerc, Droz puis Castan, pour que l'édifice soit considéré comme digne d'intérêt patrimonial.

 

Le Conseil Régional abrite des mosaïques

provenant des thermes alimentés par l'aqueduc d'Arcier

 

Documents photographiques : André Guyard et Michel Cottet

 

Documentation : Inventaire des circulations souterraines reconnues par traçage en Franche-Comté (1987) - Annales scientifiques de l'Université de Besançon, Mémoire n°2.

Bryce Canyon : une des merveilles du monde

Bryce Canyon : une des merveilles du monde

 

par André Guyard

 

Un paysage somptueux

 

Situé au Sud-Est de l'état de l'Utah à une altitude comprise en 2400 et 2740 m, Bryce Canyon se présente comme une immense arène en forme de fer à cheval d'une profondeur de 300 mètres.

 

 

Les pins apportent une touche verte

au milieu de la palette d'ocre et de rose

Une dentelle de pierre

Les Hoodoos, peuple maudit

 

Bryce Canyon doit son nom à celui d'une famille de colons mormons originaire d'Ecosse qui s'installa non loin du canyon dans la Paria Valley, vers 1875.

 

Le site tire sa beauté sculpturale par la présence de cathédrales et de flèches de pierre aux nuances et couleurs en perpétuel changement en fonction de l'heure. Selon une légende indienne, ce serait un peuple ancien, les Hoodoos punis pour avoir mal agi et changés en pierre. Comment de telles sculptures peuvent-elles apparaître au cours des époques géologiques ?

 

Géologie

 

1. Sédimentation

 

Il y a 300 millions d'années, Bryce Canyon faisait partie d'un vaste bassin situé au sud-ouest d'une importante chaîne montagneuse (Uncompahgre Uplift). Ce bassin était régulièrement inondé par un océan, déposant sels, sables, limons et sédiments.

 

Entre 144 et 65 millions d'années avant J.-C., venue du nord-ouest, la mer crétacée déposa une série de sédiments d'épaisseur et de composition variables selon les invasions et les transgressions marines. La régression sud-est laissa en place des sédiments de plusieurs milliers de pieds d'épaisseur, formant la couche rocheuse inférieure gris-brun.

 

Stratigraphie des roches du Bryce Canyon

 

Au tertiaire, 65-45 millions d'années, rivières et fleuves provenant des terres hautes vont déposer des limons riches en fer dans un système lacustre ancien. Ces sédiments correspondent aux roches rouges et roses qui forment la Claron Formation dans laquelle les hoodoos vont être sculptés par l'érosion.

 

2. Déformation, soulèvement et formation du grand escalier

 

Une compression horizontale intéressant la formation des Montagnes Rocheuses a déformé les roches. Puis des matériaux volcaniques provenant du nord et de l'ouest ont recouvert en partie la région, donnant des roches noires à l'embouchure du Red Canyon proche et sur le Sevier Plateau au nord, protégeant ainsi de l'érosion les couches sous-jacentes. Durant 10 millions d'années, la séparation, le déplacement et l'inclinaison des grands blocks terrestres ont entraîné la création de failles nord-sud. Les strates vont alors se soulever verticalement de plusieurs milliers de pieds pour former les hauts plateaux de l'Utah.

 

Ainsi les couches crétacées les plus anciennes vont alors se retrouver côte à côte avec des couches tertiaires plus récentes de chaque côté des failles.

 

Les cours d'eau vont alors remanier les sédiments déposés par leurs ancêtres, travaillant les crêtes des blocs fragilisés par la tectonique. L'eau va graduellement dégager les couches tertiaires et mettre à jour les roches crétacées.

 

3. Erosion

 

Il y a environ 60 millions d'années, l'érosion commença son lent travail. L'eau va éroder les roches mécaniquement et chimiquement, provoquant la formation par récurage, abrasion et érosion, de limons, graviers et débris rocheux au pied des roches plus fermes. L'eau va pénétrer dans la roche par des pores, des fissures et va dissoudre les minéraux. Ainsi, les roches crétacées les plus tendres vont être érodées et charriées par la Paria River. De sorte que la Paria Valley va être découpée profondément dans le plateau dont la marge est exposée désormais à l'érosion.

 

Le vent va déposer une importante couche de sable et les dunes vont se solidifier lentement en grès.

 

C'est grâce à l'eau de pluie, au gel, aux chutes de neige et aux orages que nous pouvons aujourd'hui admirer ces sculptures multicolores : les Hoodoos.

 

Les hoodoos ont des tailles variant de 1,5 à 45 mètres. Les hoodoos résistent mieux que la roche qui les entoure parce qu'ils disposent d'une couche supérieure plus résistante faite de dolomie.

 

La dolomie est une roche sédimentaire carbonatée  composée d'au moins 50 % de dolomite, le reste étant constitué par de la calcite. La dolomie est un carbonate double de calcium et de magnésium, de composition chimique CaMg(CO₃)2, qui cristallise en prismes losangiques (rhomboèdres).

 

Calcite et dolomite n'ont pas la même densité (dolomite : 2.87 ; calcite : 2.71), jouant un rôle fondamental dans l'érosion de la roche. La roche étant en grande partie calcaire, elle se fait également éroder par l'acidité des eaux pluviales.

 

La couleur des roches provient des différents minéraux inclus dans celles-ci. L'oxydation du fer contenu dans les boues est à l'origine de la création d'un oxyde de fer dénommé hématite. Ce minéral donne à la boue une coloration rougeâtre. Ces boues sont à la base de la formation de Claron qui permet aux hoodoos présents dans le parc de présenter de telles colorations. La partie inférieure de cette formation, que l'on appelle membre en géologie, est moins riche en oxydes de fer et est de ce fait de couleur plutôt rose.

 

Les hoodoos ne sont pas éternels, alors que de nouveaux apparaissent, les anciens disparaissent. On calcule que l'érosion avance de 0,6 à 1,3 mètre tous les 100 ans.

 

En quelque sorte, la formation des hoodos peut être assimilée à celle des cheminées de fée que l'on rencontre un peu partout dans le monde où des couches relativement meubles se trouvent protégées partiellement de l'érosion par des strates supérieures plus compactes. En France, en particulier, on rencontre des cheminées de fée ou demoiselles coiffées dans la région d'Embrun non loin de la retenue de Serre-Ponçon. Mais c'est en Cappadoce que se trouve le plus fabuleux rassemblement de ces formations.

 

 

Sources :

- Documents photographiques et vidéo : André Guyard octobre 2009.

- Diagrammes : documentation locale.

Dead Horse Point

Dead Horse Point : le grand canyon de l'Utah

 

par André Guyard

Dead Horse Point est un promontoire rocheux surplombant le fleuve Colorado, entouré de falaises de 600 m de hauteur. Le panorama unique sur 270° permet d'apprécier les majestueux canyons de Canyonlands. Il constitue le Grand Canyon de l'Utah, l'un des plus beaux sites du sud-est de l'Utah et du Canyonlands National Park.

 

Un point de vue imprenable

 

La légende de Dead Horse Point

Dans les années 1800, les cow-boys utilisaient Dead Horse Point pour capturer des chevaux sauvages.

Cerné de tous côtés par des falaises abruptes et doté d'un accès large de seulement 27 mètres de largeur, le site constitue un piège idéal pour capturer des mustangs. Les cow-boys rassemblaient les chevaux à l'entrée du site et construisaient une barrière à travers le couloir d'accès étroit pour créer un corral naturel. D'après la légende, ils auraient laissé mourir de soif un troupeau de chevaux en vue du Colorado qui coulait 600 m en contrebas. C'est la raison pour laquelle ce lieu s'appelle "le promontoire des chevaux morts".

 

Au premier plan, les falaises.

Au dernier plan, émergeant du désert,

des montagnes bleues enneigées

d'origine volcanique

 

Géologie

 

Il y a 300 millions d'années, Dead Horse Point et Canyonlands faisaient partie d'un vaste bassin situé au Sud-Ouest d'une importante chaîne montagneuse (Uncompahgre Uplift). Ce bassin était régulièrement inondé par les eaux d'un océan, déposant sels, sables, limons et sédiments. Des sédiments marins, lacustres et fluviatiles ont donné les strates rocheuses du canyon. En outre, l'activité volcanique a engendré les hautes montagnes qui dominent le site comme des îles bleues au-dessus du désert chaud et aride.

 

Identification des différentes strates

Stratigraphie de Dead Horse Point

Dénomination, âge et nature des différentes strates

 

Il y a 150 millions d'années, le vent commença à déposer une importante couche de sable. Cette couche de sable provint probablement de l'érosion de la chaîne de montagne Uncompahgre Uplift qui se transforma lentement en grès à partir des dunes de sable progressivement pétrifiées.

 

Depuis environ 10 millions d'années, le dépôt de sable se ralentissant, les fleuves Green et Colorado sont les principaux acteurs du lent travail d'érosion qui a pour résultat les impressionnants paysages visibles depuis Dead Horse Point : canyons, de mésas et de buttes. Le Colorado a creusé son lit dans les couches de roches anciennes dans son parcours en direction de l'océan.

 

Sources :

 

- Documents photographiques et vidéo : André Guyard octobre 2009.

- Diagrammes : documentation locale.

Le Grand Canyon

Le Grand Canyon

 

par André Guyard

 

Situé au Nord de l'Arizona, le Grand Canyon est une gorge de 450 kilomètres de long, d'une largeur de 1,5 à 30 kilomètres et d'une profondeur de 1600 m. C'est le fleuve Colorado qui l'a creusé. C'est un gigantesque musée géologique où presque la moitié de l'histoire de la terre (1,7 milliard d'années) est visible. National Monument en 1908 et National Park en 1919, le site est inscrit au patrimoine mondial de l'humanité depuis 1979.

 

Le Grand Canyon

La taille des personnages sur le belvédère en haut à gauche donne une idée des dimensions du canyon

 

Toute une palette de couleurs

 

Des gorges profondes, des falaises ombragées

 

Et au fond coule une rivière

 

 

Des pins qui s'accrochent aux falaises

Le parc s'étend sur 4900 km². Son altitude varie de 506 m (fond du canyon) à 2430 m (Rive Nord).

 

Géologie

 

Coupe géologique au niveau de Mather Point

 

À la fin du Crétacé (- 70 millions d'années), la plaque pacifique heurtant régulièrement la plaque nord-américaine (aux environs de la Californie actuelle) souleva le Plateau du Colorado et créa les Montagnes Rocheuses. Ainsi, le Plateau du Colorado s'est élevé à plus de 3000 m d'altitude. Étonnamment, cette élévation s'est produite sans trop de déformation et d'inclinaison des couches géologiques. Ce haut plateau si critique pour l'histoire du Grand Canyon constitue un casse-tête géologique pour les chercheurs.

 

Histoire géologique du Grand Canyon (fig. 1 à 5)

Formation des roches du socle

 

Accidents tectoniques affectant la zone

au moment de l'érection des Montagnes Rocheuses

 

Sédimentation paléozoïque

 

Surrection du Plateau du Colorado

 

Creusement du canyon

 

Chaque strate sédimentaire est riche en fossiles

Le fleuve Colorado River se frayant un chemin jusqu'au golfe de Californie, creusa le Grand Canyon à l'aide de ses affluents pendant 3 à 4 millions d'années.

 

Les roches les plus jeunes sont âgées d'1million d'années et sont d'origine volcanique (Ouest du parc). Le calcaire de Kaibab déposé il y a 270 millions d'années, forme la zone protectrice dans la plupart de la région.

 

Les roches les plus anciennes (gneiss et schistes) ont plus de 1 840 millions d'années (Vishnu Schist dans Inner Gorge). La plupart sont d'origine sédimentaire, résultat de millions d'années de dépôt de sable, sels ou de sédiments, par des mers, des rivières, ou le vent.

 

Ces dépôts furent progressivement compactés et transformés en grès. Le passage de chaque ère géologique est enregistré dans chaque couche de grès qui renferment un grand nombre de fossiles comme des Trilobites ou des Céphalopodes (ancêtres du Nautile).

 

Le creusement du canyon est relativement récent : il s'est produit au cours des derniers 5 à 6 millions d'années. Sans le Colorado River, un fleuve pérenne dans un environnement désertique, le Grand Canyon n'existerait pas. Quand l'eau s'est écoulée des pentes occidentales aux Montagnes Rocheuses méridionales, elle a transporté du sable, des graviers et des blocs, taraudant les couches rocheuses. Sans l'élévation du plateau du Colorado, il n'y aurait pas eu à sculpter ces milliers de mètres de rochers au-dessus du niveau de la mer. De Yavapai Point sur le South Rim au Colorado River, l'élévation augmente de 1 400 m et pourtant le fleuve se situe encore à 750 m au-dessus du niveau de la mer.

 

 

Du haut de ce canyon, un milliard et demi d'années vous contemplent

 

Sur ses 446 km de longueur, le Grand Canyon escarpé varie en largeur. Le long du South Rim, sa largeur varie de 13 à 26 km. Cette largeur du canyon provient du fait que les couches rocheuses s'effondrent autour du fleuve, phénomène qui se combine avec l'érosion due aux ruisseaux adjacents. Les couches les plus faibles et les plus friables s'érodent plus rapidement, fragilisant les couches plus résistantes sus-jacentes. Sans soutien adéquat, les falaises s'effondrent. Irrémédiablement, le fleuve transporte ces matériaux vers le Golfe de Californie. La majeure partie de la Californie du Sud-est et de l'Arizona du Sud-ouest est couverte de ces alluvions provenant du Grand Canyon.

 

Cette profondeur et cette largeur font du Grand Canyon l'exposition géologique la plus grande sur la Terre, un grand livre d'histoire ouvert sur près d'un milliard et demi d'années. C'est l'ensemble de ces dimensions stupéfiantes : profondeur, largeur et longueur qui rend le Grand Canyon unique. Nulle part ailleurs, on peut trouver une telle variété de couches rocheuses si colorées, de buttes si impressionnantes et de parois ombrées au bord d'un tel abîme.

 

Sources :

- Documents photographiques et vidéo : André Guyard octobre 2009.

- Diagrammes : documentation locale.

Gestion des eaux souterraines

Gestion des eaux souterraines

L’exemple de la fontaine du Lavoir ou fontaine du Stade de Saint-Vit (Doubs)

 

par Pascal Reilé

 

1 - Problématique

Dans l’optique d’une meilleure connaissance et d’une meilleure gestion des eaux souterraines, la commune de Saint-Vit a fait appel au Comité départemental de spéléologie du Doubs pour explorer l’alimentation de la fontaine du Lavoir (fontaine du Stade) et, en particulier découvrir un prolongement de galerie dans la zone actuellement noyée. Afin de faire la vidange de cette galerie, il faudra procéder à un pompage.

 

 

La fontaine du Lavoir de Saint-Vit
Document : cabinet Pascal Reilé

 

La galerie d’alimentation de la fontaine
Document : cabinet Pascal Reilé

Le site (vue satellite)

2 – Contexte géologique

La commune de Saint-Vit se trouve à 20 km à l’ouest de Besançon, 20 km au sud de Marnay et 25 km à l’est de Dole. La région est marquée par un grand plissement orienté NE/SO.

Localisation du site (carte IGN)

 

Le secteur appartient à un ensemble tectonique complexe, plissé, et traversé par de nombreuses failles. Ces fractures N/NE entraînent un découpage en compartiments.

Saint-Vit se situe sur le plateau calcaire encaissant de la plaine alluviale du Doubs, à une altitude moyenne entre 230 et 250 mètres. Ce compartiment présente un faible pendage en direction du Doubs.

La commune se trouve dans le prolongement sud du faisceau bisontin, plissements auxquels appartiennent les anticlinaux de Routelle et d’Osselle. Le compartiment saint-vitois est limité à l’est par un horst qui limite le ruisseau de Sobant et par un anticlinal marqué au niveau de la commune de Routelle.

Le sous-sol de la commune est formé de niveaux calcaires du Bathonien (J2). Ces niveaux sont constitués de calcaires beiges massifs à pâte fine et graveleux.

La source qui fait l’objet du pompage se développe dans les formations du bajocien supérieur et inférieur (j1b et jla).

 

Description sommaire des niveaux géologiques rencontrés

 

Carte géologique de la région

3 – Contexte climatique

Le climat de la région subit une double influence, à la fois océanique et continentale. Le climat général est tempéré humide avec des pluies reparties sur toute l’année, mais le caractère continental s’exprime par des pluies d’été à caractère orageux et des contrastes thermiques de grande amplitude.

Les roches soumises à ce régime climatique associé à une tectonique cassante sont à la fois fissurées et exposées à la dissolution par les eaux chargées en gaz carbonique. La valeur moyenne des précipitations à Besançon/Saint-Vit est de 1 088 mm. La répartition est homogène sur l’ensemble de l’année.

4 – Contexte hydrogéologique

Au niveau de Saint-Vit, il existe deux types de terrains aquifères :

o    les alluvions du Doubs, exploitées par la commune de Saint-Vit et par le syndicat du Val de l’Ognon.

o    les calcaires karstifiés qui constituent le substratum de la vallée du Doubs (sous les formations alluviales), ainsi que les plateaux de part et d’autre.

Une analyse hydrogéologique sur la connaissance actuelle des écoulements souterrains du secteur de Saint-Vit a permis de réaliser un premier bilan du fonctionnement hydrogéologique pour qualifier le secteur de la commune de Saint-Vit (Cabinet REILÉ - avril 2007).

La dynamique des écoulements du secteur Pouilley-Français/Saint-Vit est étroitement liée à un paléo-drainage combinant les écoulements souterrains (karst) et l’écoulement superficiel.

L’affaiblissement des volumes transitant dans les ruisseaux du Rompeux et du Pontot a induit un enfouissement progressif de leurs écoulements dans les calcaires sous-jacents du Jurassique moyen (karstification).

On note une évolution positive de la dynamique du karst dans l’axe SO/NE. Autrement dit : le secteur le plus fossilisé se situe au sud-ouest et le plus fonctionnel au nord-est.

La capture des écoulements souterrains se fait au profit d’un axe renforcé de la perte de Pouilley-Français à la source de la Mignon.

Le secteur ouest de Saint-Vit est fossilisé, la partie est du karst est en cours de fossilisation. La zone de la Foulottière représente une zone à faible fonctionnalité. Le rapprochement des écoulements souterrains du grand drain superficiel est notable.

 

Perte de la Foulottière colorée par la fluorescéine
Injection de 3 kg de fluorescéine (Document : cabinet Pascal Reilé)

Circulations souterraines dans la région
Document : cabinet Pascal Reilé

.
Un ensemble de colorations a permis de préciser le fonctionnement des écoulements. Le traçage est quantifié grâce à l’utilisation d’un spectro-fluorimètre comportant une sonde munie d’ une triple optique pour la détection simultanée de 3 traceurs différents alors qu’une quatrième optique mesure uniquement la turbidité de l’eau (voir pour le fonctionnement, l’article intitulé : "Lorsque les eaux du château de Joux ressurgissent à la source de la Loue").

 

5- Contexte hydrologique en période de crue

Le site est soumis à des inondations récurrentes dans le lit majeur du Doubs. L’exutoire pompé est en lien direct avec la nappe.

 

PPRI du Doubs central - Carte des aléas DDE (projet)

 

 

L’exutoire du lavoir possède des débits variables de 5 litres/seconde à 1 500 litres/seconde. Des mises en charge majeures sont enregistrées sur cette résurgence. Des mesures de sécurité seront intégrées par le comité départemental de spéléologie lors de la réalisation du pompage d’exploration.

 

Le site en période de crue
débit mesuré : 1,5 m3/sec (Document : cabinet Pascal Reilé)

 

Le site en période de crue (autre vue)
débit mesuré : 1,5 m3/sec (Document : cabinet Pascal Reilé)

Le site en période de crue (autre vue)
débit mesuré : 1,5 m3/sec (Document : cabinet Pascal Reilé)

6 – Autres explorations entreprises sur le système du Lavoir

6.1. Sondages de reconnaissance

Le 28 septembre 2007, le cabinet B3G2 a réalisé 23 sondages de reconnaissance dans la doline du terrain de jeux de la commune de Saint-Vit. Les sondages ont permis de définir la dalle calcaire, mais aucun vide karstique n’a été reconnu. Les remplissages par les argiles de décalcification sont majeurs. Le karst est non fonctionnel. Les sondages ont été nivelés topographiquement par le cabinet ROBERT.

6.2 – Dégagement d’un karst perché en bordure de doline – Exploration en cours

Un karst fossile non colmaté existe sur le plateau calcaire qui domine la doline du terrain de jeux de 4 à 5 mètres.

 

Détail des Essais d’injection d’eau avant dégagement de rentrée de la cavité
(Document : cabinet Pascal Reilé)

Injection d’eau dans le karst
(Document : cabinet Pascal Reilé)

Le dégagement complet du remplissage de la grotte devra être réalisé afin d’éviter tout risque de déstabilisation après avis d’un géotechnicien validant la stabilité des dégagements et aménagements.

 

Gestion pluviale du site

Recherche d’exutoire. Dégagement de la grotte et essais d’infiltration (2 et 9 octobre 2008 (Document : cabinet Pascal Reilé)

Remerciements au Cabinet Pascal Reilé qui nous a aimablement communiqué texte et documents écrits concernant cet article.

 

 

Le lapiaz de Loulle (Jura)

 

 

Le lapiaz de Loulle (Jura)

 

par André Guyard

 

 

Non loin de Champagnole (Jura), le village de Loulle présente un lapiaz découvert, creusé dans les calcaires du Séquanien. « Lapiaz » est un terme jurassien issu étymologiquement du latin : lapis (la pierre).

Facilement accessible et spectaculaire, ce phénomène karstique se révèle à découvert au milieu des prairies voisines.

 

La profondeur des fissures est impressionnante

 

 

Un lapiaz se présente comme une dalle calcaire dont les fissures se développent en sillons.

Les sillons sont de deux types :

• les rigoles rectilignes ou sinueuses, suivant la ligne de la pente ou non ;

• les crevasses (ou leisines), qui sont un approfondissement des diaclases et qui découpent la roche en blocs.

 

Dissolution du calcaire due aux eaux acidifiées par la lixiviation dans l'humus

 

 

Pour qu’un lapiaz se développe, il est nécessaire d’avoir une dalle calcaire surmontée d’une couche d’humus dont le lixiviat sera très acide, et un faible pendage des couches permettant un long ruissellement de l’eau au contact du calcaire.

Ainsi, l’eau de pluie acidifiée par le CO₂ atmosphérique et les acides humiques s’attaquera au calcaire sous-jacent, formant des rigoles de dissolution.

 

Le CO₂ soustrait de l’atmosphère se transforme en ions HCO₃^- selon la réaction suivante :

Ca CO₃ + CO₂ +H₂O => 2HCO₂^- + Ca₂⁺

Le lapiaz de Loulle aujourd’hui mis à nu et non actif, s’est probablement formé sous un sol forestier qui n’apparaît plus aujourd’hui, érodé par les glaciers présents encore il y a 20 000 ans dans le Jura.

Les fissures et cavités du lapiaz constituent des microbiotopes hébergeant toute une flore particulière comme cette langue de bœuf ou Scolopendre, Asplenium scolopendrium,

 

Langue de bœuf ou Scolopendre, Asplenium scolopendrium

 

ou d’autres délicates fougères comme cette Gymnocarpium robertianum.

 

Gymnocarpium robertianum

 

 

Informations dues pour la géologie à Daniel Contini, professeur honoraire de géologie à l’Université de Franche-Comté et, pour les déterminations botaniques à Gilbert Michaud, professeur honoraire de S.V.T.

Voir également http://www.futura-sciences.com/fr/comprendre/dossiers/doc...

La source intermittente de Fontaine-Ronde

La source intermittente de Fontaine-Ronde

 

par André Guyard

 

Carte de situation de la source intermittente

de Fontaine Ronde
Carte IGN

 

Vue satellite de Fontaine Ronde
En bleu, cours souligné du ruisseau de Fontaine Ronde

 

Localisation de la source intermittente de Fontaine Ronde
Carte IGN

 

 

À une dizaine de kilomètres de Pontarlier en direction de la Suisse, la vallée du ruisseau de Fontaine Ronde emprunte un synclinal étroit aux flancs recouverts de dépôts morainiques. Le ruisseau issu de la source intermittente de Fontaine Ronde partage le faible espace du fond de vallée entre la route et une ancienne voie ferrée en cours de restauration.

Des études hydrobiologiques s’appuyant notamment sur la méthode de l’I.B.G.N. (indice biotique global normalisé) mise au point au Laboratoire d’Hydrobiologie de l’UFR Sciences de Franche-Comté ont montré que la qualité du site aquatique était excellente. Le ruisseau de Fontaine Ronde, jusqu’à son confluent avec le Doubs à proximité du Château de Joux constitue l’un des derniers cours d’eau de Franche-Comté à montrer une telle biodiversité, en particulier pour la faune benthique (larves de Plécoptères indicatrices d’une excellente qualité des eaux).

Les analyses chimiques ont montré une teneur élevée en chlorure de sodium (NaCl), à rapprocher de la composition des eaux de la poche phréatique percée lors de la construction du tunnel du Mont d’Or (voir plus loin).

 

 

Source intermittente de Fontaine-Ronde
La source se présente sous la forme d’une vasque

au fond sableux bordée par un muret cimenté

 

 

Origine des eaux de la source

Protégée par un bassin maçonné semi-circulaire, la source de Fontaine Ronde se situe en contrebas du remblai de la voie ferrée actuellement désaffectée mais en cours de restauration pour un train touristique, le Coni’fer. Elle se présente sous la forme d’une vasque au fond sableux d’environ 4 m de diamètre. Il s’agit d’une source vauclusienne qui présente un débit intermittent. Cette source intermittente (il n’y a que sept sources intermittentes en France et une trentaine dans le monde) laisse apparaître toutes les 10 minutes environ une faible montée des eaux. L’amorce de cette montée est précédée d’une apparition de bulles de gaz (d’air ou de CO2 ?).

La source a la particularité d’observer un débit dont les variations étaient autrefois régulières dans le temps. De plusieurs dizaines de centimètres jusqu’au début du XXe siècle, le battement est réduit aujourd’hui à quelques centimètres et la périodicité est désormais irrégulière. C’est en 1912, lors du creusement du tunnel ferroviaire du Mont d’Or, distant pourtant de plusieurs kilomètres, qu’une poche de la nappe phréatique alimentant toutes les sources du secteur fut rompue, inondant le tunnel et tarissant les sources qu’elle alimentait : grande source de Malbuisson, source du Bief Rouge à Métabief, dont la Fontaine Ronde. Le colmatage des venues d’eau dans le tunnel n’a reconstitué que partiellement le phénomène et une grande partie des eaux part en Suisse du côté de Vallorbe.

Il peut sembler surprenant que la nappe située sous le Mont d’Or alimente cette série de sources. Pour expliquer ce fait, Jean-Pierre Mettetal, hydrogéologue, évoque l’existence d’un vaste décrochement nord-sud qui partant de Vallorbe, intéresse les Hôpitaux-Neufs, la source du Bief Rouge, la Chapelle de Mijoux, la Combe où coulent la source puis le ruisseau de Fontaine Ronde, la Cluse-et-Mijoux, Pontarlier, Doubs et la N 57.

 

Carte géologique de Fontaine Ronde
Le décrochement nord-sud passant par la source (cercle rouge)

est particulièrement visible sur cette carte (BRGM)

 

 

Ce décrochement jouerait le rôle de drain directeur dans les circulations souterraines de la région. Rappelons qu’un décrochement est un déplacement horizontal des couches géologiques. L’existence de ce drain pourrait expliquer pourquoi le percement du tunnel du Mont d’Or a perturbé la plupart des sources de la région, notamment Fontaine Ronde.

En revanche, en ce qui concerne la grande source de Malbuisson, qui se situe dans le synclinal voisin, il n’existe pas à l’heure actuelle une explication à son rattachement à ce réseau souterrain.

Lors de la construction de la déviation de la RN 57 au-dessus des Hôpitaux-Vieux, les essais de traçage par coloration ont montré que les eaux se dirigeaient vers le nord et ressortaient au niveau d’un étang à proximité de la Jougnenat vers la pisciculture de Jougne. Ainsi les eaux provenant de l’est se dirigent vers le nord et celles provenant de l’ouest se dirigent vers le sud. Nous sommes ici sur la ligne de partage des eaux entre mer du Nord et Méditerranée.

Mais comment expliquer la périodicité du phénomène et son mécanisme ?

 

 

Coupe transversale hypothétique de l’alimentation

de la source de Fontaine Ronde
La présence de réservoirs karstiques successifs et superposés

explique le fonctionnement de la source intermittente

 

 

Nous n’avons pas de renseignements précis au sujet de la Fontaine Ronde de Touillon et Loutelet. Mais son fonctionnement est vraisemblablement liée à la position de certains siphons du réseau souterrain dont l’amorçage et le désamorçage sont périodiques. En revanche, la fontaine intermittente de Fontestorbes, située dans le département de l’Ariège, qui constitue l’une des dix plus importantes résurgences de type vauclusien en France a fait l’objet d’études menées à la fin des années 1970 par le laboratoire souterrain CNRS de Moulis et notamment par Alain Mangin. Le fonctionnement de cette dernière est expliqué dans son ouvrage "Précis de karstologie" par Jean-Noël Salomon. On peut donc imaginer que la source intermittente de Fontaine Ronde fonctionne sous le même principe.

 

Variations de débit des sources intermittentes

En haut : variations du débit de Fontaine Ronde.

En bas variations du débit de la fontaine de Fontestorbes

 

La fontaine intermittente de Fontestorbes coule de manière régulière la plus grande partie de l’année. En revanche, en période de basses eaux, c’est-à-dire dès lors que le débit moyen journalier descend en dessous de 1,04 m³/s, soit habituellement de juillet à octobre, la résurgence présente des intermittences auxquelles elle doit sa célébrité. Suivant la seule théorie qui, à ce jour, permet d’expliquer tous les types de fonctionnement rencontrés et l’ordre de grandeur des débits en jeu, les intermittences sont liées selon toute vraisemblance à une configuration où interviennent :

* Un réservoir amont (une salle souterraine creusée par l’eau dans la masse calcaire), alimenté par l’eau provenant du bassin versant ;

 

* Un second réservoir dans lequel se vide le premier ;

* Un conduit, dit de vidange, situé en position basse et emprunté par l’eau qui sort du réservoir pour rejoindre l’exutoire de la source ;

* Un conduit, dit de prise d’air, situé au-dessus et rempli d’air.

 

La fontaine intermittente de Fontesorbes

(Cliché Audouy)

Fait capital pour le fonctionnement de la source, le hasard de l’érosion aurait placé les extrémités amont et aval des deux conduits côte à côte et sensiblement au même niveau. Ainsi, tant que le débit d’alimentation est suffisamment important, le niveau d’eau dans le réservoir amont maintient le conduit de prise d’air fermé. Dès lors, l’écoulement en charge dans le conduit de vidange se produit normalement au même rythme que le débit d’alimentation, exactement comme il le ferait si le conduit de prise d’air était absent, et la fontaine coule en continu.

En revanche, quand le débit d’alimentation baisse, à l’approche de l’étiage, il arrive un moment où il atteint 1,04 m³/s. À ce moment, l’extrémité amont du conduit de prise d’air, jusque là noyée et donc obstruée, se retrouve en partie hors d’eau, et aspire de l’air, ce qui produit une forte perte de charge dans le conduit de vidange et interrompt presque totalement l’écoulement : la première intermittence débute.

Le débit de vidange étant alors insignifiant par rapport au débit d’alimentation, le réservoir amont se remplit à nouveau. Mais pour réamorcer l’écoulement dans le conduit de vidange, il doit monter plus haut que le niveau où s’est déclenchée la première intermittence. C’est ce qui explique qu’une fois que l’écoulement se rétablit, le débit à l’exutoire de la source monte à 1,8 m³/s environ, soit un débit supérieur à 1,04 m³/s, débit d’alimentation à partir duquel apparaît le phénomène d’intermittence. Le débit de sortie étant notablement supérieur au débit d’entrée, le réservoir amont se vidange rapidement jusqu’à désamorçage de l’écoulement et le cycle recommence puis se succède à lui-même tant que le débit d’alimentation est insuffisant pour maintenir un écoulement constant, ce qui dure en général tout l’été et une partie de l’automne, avec simplement des interruptions occasionnelles de quelques jours à la suite d’orages qui font provisoirement remonter le débit d’alimentation.

Si, présenté de cette manière simplifiée, le mécanisme présente théoriquement une régularité parfaite, la réalité est un peu plus nuancée, en fonction de l’évolution du débit d’alimentation. Ainsi, au cours de la saison, le débit minimal varie entre 0,2 m³/s au début et 0,2 m³/s en fin d’été, quand le débit d’alimentation est au plus bas. De même, le débit maximal varie entre 1,80 et 1,68 m³/s, valeurs assez proches du module et qui font que la fontaine semble présenter un débit très abondant pour la saison si on s’y rend au bon moment du cycle.

La durée moyenne d’une intermittence, voisine d’une heure et partagée en environ 40 minutes de baisse et 20 minutes de hausse la plus grande partie de la saison, augmente sensiblement en fin d’étiage, quand les débits moyens sont au plus bas, car les réservoirs se remplissent moins vite.

Dans quelques cas assez rares au vu de l’hydrologie de la source, il peut arriver que les réservoirs ne puissent plus se remplir et que le débit d’alimentation puisse tout entier s’écouler de manière diphasique (eau + air) dans le conduit de vidange. Ceci se produit dès lors que le débit moyen journalier de la source descend vers 0,60 m³/s, soit 600 litres/s, ou en dessous, comme cela a été le cas lors de quelques étiages prolongés, en novembre 1973, octobre 2001 et janvier 2007. Cette valeur seuil avait été prévue presque exactement par les calculs effectués par A. Mangin qui avait trouvé 680 l/s.

 

Autrement dit, pour observer l’intermittence de la fontaine, il faut la visiter de juillet à octobre, voire en janvier, lors des années de forte sécheresse. En effet, le reste de l’année, elle coule de façon permanente.

En ce qui concerne Fontaine Ronde, une autre interprétation a prévalu dans le passé

Selon la légende, Amaury de Joux avait gardé des croisades une passion pour les longues chevauchées. Un jour en sortant du Château de Joux, la herse s’abattit brutalement coupant l’animal en deux sans que le cavalier s’en doutât. L’animal partit au grand galop. Mais la jument eut bientôt soif, s’arrêta à la source et but sans discontinuer jusqu’à l’assèchement du point d’eau. Amaury s’aperçut alors que l’eau qu’elle engloutissait sortait par la plaie sanglante. Épouvanté, il s’enfuit. Depuis l’animal est devenu invisible, mais il a toujours aussi soif. C’est lui qui revenant boire périodiquement, fait baisser le niveau de Fontaine Ronde.

Qui sait ? C’est peut-être la meilleure explication du fonctionnement de la source intermittente…

Remerciements à Jean-Pierre Mettetal et à Pierre Chauve pour leurs explications en ce qui concerne la source de Fontaine Ronde. La description du fonctionnement de la fontaine intermittente de Fontestorbes est due à Jean-Noël Salomon.

Lorsque les eaux du château de Joux résurgent à la source de la Loue

Lorsque les eaux du château de Joux résurgent à la source de la Loue

 

par Pascal Reilé

 

Le château de Joux

(commune de la Cluse-et-Mijoux ; département du Doubs)

À gauche, la cluse,

à droite, la vallée du Doubs qui vient de recevoir

le ruisseau de Fontaine Ronde

(Carte postale de 1950).

 

En 1901, l’incendie de l’usine Pernod de Pontarlier où l’absinthe échappée des cuves s’était répandue dans le Doubs et avait ressurgi dans la source de la Loue, mettait en évidence que les pertes du Doubs à Arçon alimentaient la résurgence. On avait également remarqué que le profilage et le recalibrage du Drugeon — expérience heureusement corrigée — avaient eu un impact sur le débit de la Loue. Depuis, aucune grande découverte n’est venue véritablement expliquer les mystérieux écoulements souterrains de cette grande résurgence française.

 

La Cluse et les forts (lithographie de Pierre Bichet)

 

Communauté de communes et environnement

 

Lors de la pollution de Verrières de Joux (fin décembre 2008), à la demande du Préfet, des services de la Ddass et de la Diren, la communauté de communes du Larmont a mandaté le Cabinet Reilé Pascal, Besancon – Ornans).

 

Traitement de la pollution des Verrières de Joux
Document : cabinet Reilé

 

Le cabinet Reilé est spécialisé en karstologie. Dans l’affaire qui nous préoccupe, son objectif était d’identifier le niveau des risques de pollution et la nature des écoulements souterrains de la rivière la Morte.

Parallèlement, un travail important de confinement a été réalisé par la CCL et les services du SDIS limitant au maximum la contamination.

 

Un gouffre sous le Frambourg

 

La grotte dans la faille du Frambourg
Document : cabinet Reilé

 

Investigations souterraines et colorations

 

Pascal Reilé, hydrogéologue mais également spéléologue plongeur d'Ornans, en charge du dossier avait pour mission de suivre les traces de contaminations et d’en définir l’exutoire.

L’équipe du Cabinet Reilé avait eu à pénétrer en 1980 dans une faille sous les maisons et la voie ferrée du Frambourg.

Des écoulements souterrains venant de la Morte avaient été identifiés. Le ruisseau souterrain se poursuivait dans une galerie souterraine.

 

Descente dans le gouffre

(Document : cabinet Reilé)

 

Partant de ces observations, une surveillance a donc été organisée le 31 décembre 2008 dans ce gigantesque puits. Charmante nuit de nouvel an !.

Malgré les contraintes climatiques, les surveillances se sont poursuivies durant tout le mois de janvier 2009.

 

Détail du système de suivi par spectro-fluorimètre

implanté à la source de la Loue
Document : cabinet Reilé

 

Sonde optique : appareillage

La sonde du spectro-fluorimètre est une enceinte étanche

qui se place sous le niveau de l’eau à étudier.

La mesure se fait à une cadence à fixer,

et sur plusieurs heures ou jours.

Document : cabinet Reilé

 

 

Sonde optique : principe de fonctionnement La sonde comporte une triple optique pour la détection simultanée de 3 traceurs différents. La quatrième optique mesure uniquement la turbidité de l’eau.

Document : cabinet Reilé

 

Les résultats scientifiques sont là : L’équipe du Cabinet Reilé a non seulement découvert le soutirage des eaux de la Morte dans cette galerie souterraine mais également prouvé la poursuite des écoulements en direction de la source de la Loue.

 

La source de la Loue toute verte mais sans anis

 

En effet, 4 jours plus tard et 15 kilomètres plus loin, les 10 kilogrammes de fluorescéine ont coloré en vert toute la grande vasque de la Source de la Loue.

 

Suivi à la source de la Loue.

4 jours plus tard, la fluorescéine colore les eaux.
Document : cabinet Reilé

 

La vasque de la source de la Loue est colorée en vert par la fluorescéine
Document : cabinet Reilé

 

L’odeur d’anis n’était pas présente, mais l’existence d’un écoulement souterrain depuis le Château de Joux jusqu’à la Source de la Loue était prouvé.

 

Un suivi cohérent et une nouvelle vision élargie du bassin de la Loue

 

La surveillance des eaux de la Loue s’est poursuivie durant les mois de janvier et février sans qu’on puisse déceler une quelconque altération de la qualité des eaux souterraines de la rivière.

 

Courbe de restitution des colorants à la source de la Loue
La sonde détecte simultanément 3 traceurs différents. La quatrième optique mesure uniquement la turbidité de l’eau.

Document : cabinet Pascal Reilé

 

Ces résultats prouvent donc l’excellent travail de récupération des hydrocarbures par la Communauté de commune du Larmont et du SDIS mais également des vitesses importantes de passage des eaux souterraines sous la ville de Pontarlier.

Nous sommes donc en présence d’un système de galeries développées et de grande taille sous la plaine de l’Arlier. Le bassin de la Loue est donc plus complexe qu’initialement envisagé et la grande faille de Pontarlier risque encore de mettre en connexion bien des écoulements avec la Source de la Loue.

Les limites amonts pourraient être Fontaine Ronde voire le lac St-Point. À l’heure où l’on fait le bilan du SDAGE haut Doubs-haute Loue, le milieu souterrain a encore bien des mystères à livrer. Une base de connaissance reste à mettre en place. Elle permettrait aux collectivités d’ajuster leurs aménagements aux contraintes environnementales avec un souci grandissant de développement durable.

Le Cabinet Reilé entend bien poursuivre les investigations qu’il mène depuis 20 ans sur ce bassin. D’après lui, une étude synthétique pourrait être réalisée pour aboutir à une présentation globale. Cette étude intégrerait toutes les études réalisées depuis 1901 sur ce bassin hydrogéologique remarquable d’une surface de plus de 500 km2 et au débit maximal à la résurgence de 90 m3/seconde. Des programmes d’exploration sont prévus avec les spéléologues du Spéléo Club de Jougne Mont d’Or et du groupe Karstic Haut Doubs - Haute Loue pour affiner la connaissance des cavités sur le plateau.

 

Du château de Joux à la source de la Loue
Photomontage cabinet Reilé

 

Ajout du 16 mai 2015 : article de l'Est Républicain par Julien BÉNÉTEAU

 

Patrimoine Pontarlier : aller au fond du puits du fort du château de Joux

 

Un topographe passionné a mesuré avec précision la profondeur du puits du fort de Joux. Son travail soulève de nombreuses interrogations.

 

Paul Courbon a des curiosités de spéléologues. Mais il se trouve que l’homme, installé à Marseille, est aussi topographe. « Ma curiosité est un peu scientifique », glisse-t-il. Celui qui a mené des missions d’exploration archéologique dans des puits d’oasis en Arabie Séoudite a eu envie de découvrir les puits français.

 

Après le puits de la citadelle de Besançon, Paul Courbon s’est intéressé, à la fin du mois d’avril, à celui du château de Joux. « Ce n’est pas facile à mettre en œuvre dans des lieux touristiques comme celui-là, raconte-t-il. Il faut des autorisations et intéresser les autorités. » De l’intérêt, le Grand Pontarlier en a trouvé à la démarche : l’eau est une compétence de la communauté de communes. Le fonctionnement de la nappe d’eau, de sa diffusion, aiderait à comprendre un peu mieux la circulation aquatique.

 

L’exploration a été faite le 26 avril. « Les profondeurs données pour le puits variaient de 87 à 120 m », s’amuse Paul Courbon. Muni d’un "distancemètre", il a pu mesurer la profondeur du puits ainsi que la profondeur de l’eau. Chiffre désormais validé : 101,4 m, dont 4,4 m d’eau.

 

De l’eau qui va loin

 

Cette hauteur d’eau change de manière considérable. Un sondage en avril 1986 avait montré qu’il y avait 14 m de profondeur d’eau. « Il ne fait aucun doute que le puits a une autre source d’alimentation que le Doubs », observe Paul Courbon. La géologie des lieux expliquerait ces variations : la présence d’un anticlinal amènerait l’eau dans le puits, en particulier au moment des pluies ou de la fonte des neiges.

 

« Nous imaginons la surprise et le désarroi des puisatiers qui croyaient avoir atteint l’eau un jour, poursuit le topographe, puis retrouvaient le puits à sec peu après. »

 

Pour mieux comprendre la circulation de l’eau, une deuxième opération est prévue, en juin ou juillet [2015], quand le puits sera à sec : une coloration, pour comprendre où va l’eau. Il serait bien possible qu’elle ne rejoigne pas le Doubs. « Il y a une grande faille sous Pontarlier », explique Pascal Reilé, un hydrogéologue associé au projet. Une précédente observation, [Voir l'article plus haut] menée au Frambourg, au pied du château, avait montré que l’eau était ressortie 17 km plus loin… à la source de la Loue.

 

L’une des questions posées par le puits est celui de son comblement partiel. « Le fond actuel, souvent à sec, n’est pas le fond véritable », observe Paul Courbon. Mais le topographe ignore pourquoi ce comblement a eu lieu. L’origine des morceaux de roche n’est pas définie. Avec la présence de l’eau, le jour de la descente, il n’était bien sûr pas possible de jeter un œil sur la composition du comblement.

 

Mais Paul Courbon souligne qu’il ne sera pas possible de faire comme à Besançon, creuser sur quelques dizaines de centimètres. Lors de précédentes explorations, de nombreuses grenades et munitions non éclatées ont été aperçues…

 

D’après la géologie des lieux, le comblement représenterait une dizaine de mètres. À l’origine, le puits du château de Joux aurait ainsi pu mesurer environ 125 m de profondeur.

 

 

Source de la Loue et gorges de Nouailles

Source de la Loue

et gorges de Nouailles

 

par André Guyard

 

(Dernière mise à jour : 15/11/2014)

 

 

La source de la Loue est une résurgence du Doubs

dont l'ouverture mesure 60 m de large et 32 m de haut

 

La résurgence s'ouvre dans une falaise bajocienne de 104 m de haut

 

Au niveau de la source, la reculée présente une tectonique tourmentée

 

 

 

La source de la Loue

 

Le cours supérieur du Doubs et celui de son affluent le Drugeon subissent une série de pertes dans la région de Pontarlier et d'Arçon. À la suite de l'incendie des usines Pernod de Pontarlier du dimanche 11 août 1901 à 12 h 30, 650 m³ d’alcool, dont 470 m³ d’absinthe sont déversés dans le puits perdu de l’usine et dans le Doubs.

Le mardi 13 août 1901 à 12 h, une forte odeur d’absinthe est décelée à la source de la Loue et jusqu’à 25 km en aval ; le fils du chimiste Berthelot (Marcellin), en vacances à Mouthiers, envoya pour analyse à son père, un échantillon d’eau de la Loue ; Berthelot conclut à l’origine non naturelle de cette odeur !

Le Doubs se perd partiellement entre Arçon et Maison-du-Bois dans les calcaires du Kimméridjien supérieur et du Portlandien. Il réapparaît à la source de la Loue à 550 m d’altitude, dans les calcaires du Bajocien.

Le 31 août 1910, 100 kg de fluorescéine sont déversés dans le Doubs en amont de Maison-du-Bois par E. Fournier. La coloration réapparaît deux jours plus tard à la source de la Loue.

Or, le débit moyen du Doubs est de 5 m³/s ; celui de la Loue à sa source est de 10 m³/s : d'autres cours d’eau souterrains viennent donc alimenter la Loue, en plus des propres pertes du Doubs.

En 1978, 10 kg de fluorescéine sont déversés au gouffre du Gros Foyard par le laboratoire de géologie de Besançon, sous la direction de P. Chauve ; le colorant réapparaît 4 jours après à la source de la Loue.

En décembre 2008, le cabinet Reilé déverse de la fluorescéine dans un réseau souterrain au niveau du Château de Joux au niveau de la Cluse-et-Mijoux : le colorant réapparaît quelques jours plus tard à la source de la Loue (voir article prochain).

Toutes ces expérimentations confirment que la Loue constitue une résurgence du bassin du Doubs dans la région de Pontarlier à 800 m d'altitude.

Les pertes du Doubs et du Drugeon

dans la région de Pontarlier

(document dû à Gilbert Michaud)

 

La source de la Loue a engendré, par érosion régressive, une reculée connue sous le nom de "Gorges de Nouailles". Il s'agit d'un splendide cours d'eau dont le cours supérieur est très apprécié des pêcheurs de truite à la mouche. Présentation ici de sa partie apicale jusqu'au village de Mouthier-Hautepierre.

 

Les gorges de Nouailles vues du belvédère de Renédale

 

La reculée entaille les calcaires du jurassique moyen, entraînant la formation de falaises propices à la nidification de différents rapaces, tous protégés.

 

Falaises propices à la nidification de rapaces

 

Hibou Grand Duc

Hibou Grand Duc

 

 

 

Faucon pélerin au vol

Faucon pélerin

 

 

Même le Circaète Jean-le-Blanc s'est récemment montré dans la vallée de la Loue

 

Les bords du plateau ainsi entamé par la reculée sont couverts d'une forêt sèche.

 

Forêt sèche

 

Polypore bai (Polyporus durus)

sur une souche de la forêt sèche

 

Vallée sèche dont l'emplacement indique une circulation d'eau sous-jacente

 

Des vaches écossaises de race galloway sont utilisées pour le débroussaillage des pâtures

 

 

Des lapiaz entaillent le sol, trahissant la pénétration

des eaux de pluie acidifiées par l'humus et sa percolation

à travers les strates calcaires du jurassique moyen

 

Barrage hydroélectrique de la source de la Loue

 

Chute en éventail à proximité de la source

 

Le grand Saut

 

Cours de la Loue ralenti par un barrage

 

Une succession de seuils séparés par des mouilles oxygène l'eau

 

 

En suivant le sentier qui longe la Loue rive gauche, quelques observations photographiques.

 

Plagiomnium undulatum (Bryophytes)

 

Les eaux limpides de la Loue

 

La transparence de l'eau permet d'apercevoir

quelques truites fario à la robe zébrée caractéristique

 

Actée en épi, Herbe de saint-Christophe

(Actaea spicata)

 

Barbe de bouc, Reine des bois

(Aruncus dioicus)

 

Aconit tue-loup

(Aconitum lycoctonum)

 

Mélique penchée

(Melica nutans)

 

Chapelière, Herbe aux teigneux

(Petasites hybridus)

 

Drave faux-aïzoon

(Draba aizoides)

 

Plagiomnium affine

(Bryophytes)

 

Épiaire des bois

(Stachys sylvatica)

 

Digitale à grandes fleurs

(Digitalis grandiflora)

 

Saxifrage paniculée

(Saxifraga paniculata)

 

Lunaire vivace, Lunaire odorante

(Lunaria rediviva)

 

Moehringie mousse, Sabline mousse

(Moehringia muscosa)

 

 

La tuffière

 

Taillée dans les calcaires du jurassique moyen, la vallée est parcourue de ruisselets latéraux qui, percolant à travers les strates calcaires, se chargent de carbonate de calcium. L'eau qui sourd des roches calcaires dépose du tartre, au contact des mousses à travers lesquelles elle filtre. Cela forme progressivement une roche tendre, appelée tuf. Ce phénomène est très fréquent en relief karstique.

 

Des cascatelles qui vont rejoindre la Loue

ou s'infiltrer dans le sol

 

Le tuf ou travertin est une roche sédimentaire calcaire d’origine organique, légère et vacuolaire. Elle a été utilisée comme pierre de construction, principalement pour ses qualités d’isolant thermique et phonique ; sa couleur varie du blanc au brun selon sa charge en matières organiques.

Les organismes tuffigènes (qui engendrent le tuf) sont généralement des Bryophytes (mousses), mais aussi des algues vertes et des cyanobactéries.

 

 

Comment se forme le tuf ?

 

L’eau courante traversant l'humus et la végétation devient acide en se chargeant de dioxyde de carbone (CO₂). Elle attaque la roche calcaire formée de carbonate de calcium (CaCO₃) insoluble) et libère les ions calcium (Ca²+) et hydrogénocarbonate (HCO₃^-). Ces derniers forment alors l’hydrogénocarbonate de calcium (Ca(HCO₃)2 qui est soluble, selon la réaction suivante :

 

CaCO₃+ CO₂+ H₂O => Ca(HCO₃)2

 

Cette réaction est réversible : de sorte qu'au niveau de la tuffière, sous l’effet de la turbulence de l’eau, une partie du CO2 est libérée, engendrant ainsi la formation de calcaire qui vient se fixer autour des végétaux ainsi pétrifiés.

 

Ca(HCO₃)2=> CaCO₃+ CO₂+ H₂O

 

L'examen attentif de la tuffière nous permet de lire de haut en bas une véritable pétrogenèse en temps réel : on peut suivre l'évolution progressive du substrat fait de mousses se chargeant progressivement de calcaire pour aboutir, au bas de la falaise à une véritable roche.

 

La tuffière

 

Stade 0 de la pétrification d'une mousse

(Hylocomium splendens)

 

Stade 1 de la pétrification

 

Stade 2 de la pétrification

 

Stade ultime de l'évolution de la mousse en tuf

 

Tuf consolidé

 

Mur en tuf d'une habitation de Mouthier-Hautepierre

 

La structure du tuf est bien visible

dans l'encadrement de la fenêtre

 

Une hépatique qui adore le substrat tuffier

(Pressia quadrata)

 

Ctenidium molluscum

(Bryophytes)

 

Ctenidium molluscum

(Bryophytes)

 

Ctenidium molluscum

(Bryophytes)

 

Cirriphyllum piliferum

(Bryophytes)

 

Larves de salamandres dans une vasque d'une cascade

 

Pucerons lanigères

 

Usine hydroélectrique de Mouthier-Hautepierre

 

Orchis tacheté

(Dactylorhiza maculata)

 

Céphalanthère rouge

(Cephalanthera rubra)

 

Œillet des rochers, œillet sauvage

(Dianthus sylvestris)

 

Chenille de Buveuse (Euthrix potatoria L.)

Famille des Lasiocampidae

 

Le long de la route, peu avant Mouthier-Hautepierre, une superbe et rare capillaire : la Capillaire de Montpellier, plus connue sous le nom de  Cheveu de Vénus, installée dans une fissure suintante de la falaise.

Capillaire de Montpellier, Cheveu-de-Vénus

(Adiantum capillus-veneris)

 

Coronille bigarrée

(Securigera varia)

 

 

Visite rapide du village de Mouthier-Hautepierre

 

Mouthier–Hautepierre est un village d'environ 400 habitants qui est remarquable

• par la production d'un kirsch, fabriqué de façon artisanale depuis le XVII^e siècle, à partir de la Marsotte, variété de cerise locale ;

• par son couple d'herpétologues célèbres, Césaire (1852-1906) et Marie Phisalix qui ont mis au point un vaccin contre les morsures de vipère ;

• par son église des XII^e et XVI^e siècles avec son clocher en tuf  et l'architecture de ses vieilles maisons.

Le village de Mouthier-Hautepierre

 

Vieilles maisons de Mouthier-Hautepierre

 

L'église de Mouthier-Hautepierre au clocher bâti en tuf

 

Vierge à l'enfant (statue de bois)

 

Statue de Saint-Vernier, patron des vignerons

 

Dans sa partie aval, la Loue parcourt les départements du Doubs et du Jura avant de rejoindre le Doubs aux environs de Dole (Jura).

 

Remerciements à Pierre Millet pour la détermination des plantes supérieures, à Michel Caillet pour la détermination des Bryophytes (= Mousses) et à Gilbert Michaud pour la carte de la source de la Loue.

La Mouillère : un des exutoires du système karstique de Thise - Chailluz - la Mouillère

 

La Mouillère : l'un des exutoires

du système karstique

de Thise - Chailluz - la Mouillère

 

par Pascal Reilé & André Guyard

 

En pleine ville de Besançon, un petit ruisseau sort de terre au pied de l'avenue Foch, juste derrière l'immeuble "Le Président" et la rue Isenbart au niveau d'un parking occupant une petite reculée au fond de laquelle sort la source de la Mouillère. Il s'agit d'une source karstique autrefois aménagée qui sort à la limite de la Grande Oolithe (Bajocien supérieur) et du Bathonien. Le relief montre l’enfoncement du réseau karstique. La Mouillère est un petit cours d'eau discret, qui se jette dans le Doubs sur quelques centaines de mètres au pied de la Tour de la Pelote.

 

La présente source s'est déplacée au cours des temps. En effet, on peut observer sur la gauche au pied des escaliers qui accèdent à la rue Isenbart à partir de l'avenue Edgar-Faure,  un affleurement de travertins obstruant en partie l’entrée de galeries qui se développent dans des diaclases verticales du calcaire bathonien et témoignent d’une ancienne sortie de la source de la Mouillère. Ces calcaires tabulaires, fins, de couleur blanche, s’observent encore le long de la rue Isenbart.

 

La source de la Mouillère
Une source vauclusienne qui jaillit en pleine ville de Besançon (cliché André Guyard)

 

La source de la Mouillère est l'exutoire principal du bassin versant de Thise - Chailluz, système karstique qui alimente, pour un tiers de ses besoins, la Ville de Besançon. Selon les mesures effectuées par la Diren Franche-Comté, son module (débit moyen interannuel) est de 540 l/s.

 

Une rivière prisonnière entre parking et immeubles
(cliché André Guyard)

 

 

Il s'agit d'une résurgence ou source vauclusienne, c'est-à-dire de l'émergence d'un ruisseau ou d'une rivière souterraine.

 

D'une façon plus technique, c'est une source dont la karstification s'est développée sous le niveau de l'exutoire. La lithologie et la fracturation s'opposent à la circulation de l'eau, qui émerge alors.

 

Un couple de colverts a élu domicile auprès de la source

(cliché André Guyard)

 

 

Peu avant son embouchure, la Mouillère emprunte le fossé des remparts
(cliché André Guyard)

 

La Mouillère rejoint le Doubs au niveau de la Tour de la Pelote
(cliché André Guyard)

 

La tour de la Pelote[1] a été construite au XV^e siècle (1475), afin de renforcer les fortifications de la ville fragilisées par l’apparition des canons. Après la conquête française, Vauban la conserve et l’intègre à ses remparts.

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[1] Occupée par un restaurant, un incendie survenu en 2013 a détruit la tour qui sera restaurée.

 

 La tour bourguignonne de la Pelote (XV^e) et au fond

la tour carrée de Montmart (XIII^e) sur le bastion de Battant (cliché Patrick Rolin)

Circulations souterraines aboutissant à la source de la Mouillère
Document : cabinet Pascal Reilé

 

Le système karstique de la source de la Mouillère a été défini lors de différentes campagnes de colorations et d'études hydrogéologiques.

 

La surface totale de son impluvium (zone d'absorption), majoritairement constitué de terrains perméables, est de 43 km².

 

 

Un système karstique fonctionnel polyphasé

 

C'est une composante principale d'un système karstique dit « actif » où l'on retrouve plusieurs « étages » de circulations souterraines hiérarchisées : les modifications des conditions extérieures, notamment les variations du niveau de base hydrogéologique, entraînent rétablissement de nouvelles structures de drainages, intégrant, abandonnant ou colmatant les anciennes.

 

Une source exploitée de longue date

 

Dès le XVII^e siècle, des moulins exploitaient la force hydraulique de cette source.

 

Dans les années 1950, ces eaux furent captées par la Brasserie Gangloff qui fabriquait de la bière et de la limonade.

 

Un fonctionnement hydrologique perturbé

 

Tout comme celui du Trébignon, le petit ruisseau situé à Thise, le fonctionnement hydrologique de la source de la Mouillère est influencé par l'exploitation de l'aquifère au niveau des forages de Thise et de Chailluz.

 

Ces forages se situent respectivement dans la "plaine de Thise", à proximité de l'ensemble sportif qui jouxte l'aérodrome et sur les hauteurs de Thise en contrebas du CD 486.

 

Les plongées souterraines, l'exploration : un complément essentiel aux études scientifiques

 

Coupe géologique dans le réseau karstique de la Mouillère
Document Cabinet Pascal Reilé

(Vue détaillée : clic sur le document)

 

Légende de la coupe géologique
Document : cabinet Pascal Reilé

 

Au-delà des diverses études menées pour identifier les circulations souterraines sous la Ville de Besançon, une plongée dans la source a reconnu, dans les années 1989, un puits naturel d'une profondeur comprise entre - 60 m et - 50 m.

 

D'autres plongées, effectuées en 1998, ont permis de dépasser cette limite, en remontant une galerie sur 50 m jusqu'à la profondeur de - 40 m.

 

Coupe topographique de la résurgence de la Mouillère
Document : cabinet Pascal Reilé

 

La suite de la galerie, difficilement pénétrable, n'a pas encore ouvert ses portes aux plongeurs spéléologues.

 

Remerciements au cabinet Pascal Reilé qui nous a fourni gracieusement les documents topographiques et les commentaires relatifs à ces mêmes documents.

 

Le gouffre de Chalezeule a livré ses secrets : l'eau qui le parcourt ressort à la source de la Mouillère en pleine ville de Besançon

 

Le gouffre de Chalezeule a livré ses secrets : l'eau qui le parcourt ressort à la source de la Mouillère en pleine ville de Besançon

par Pascal Reilé

 

Le cabinet Pascal Reilé (Études Conseils Aménagements) est chargé par la Ville de Besançon du suivi des circulations souterraines sur le périmètre du Grand Besançon.

 

Dans le cadre d'un rapport de synthèse de nouvelles connaissances intéressant l'Est bisontin et publié le 26 février 20089, le cabinet a procédé à des traçages à partir

• du Centre d'Enfouissement Technique des Andiers (commune de Thise),,
• de l'ancienne décharge (commune de Thise),
• de l'exutoire du Point du Jour, de la croisade Route forestière Cul des Prés-Chemin des Relançons (commune de Besançon),
• au niveau des dolines de la Forêt de Chailluz, le long de la Route forestière du Cul des Prés (commune de Besançon),
• au niveau du gouffre des Andiers (dénommé gouffre des Lunettes du Maire par le Groupe Spéléologique qui assura l'exploration de cette cavité).

 

L'apparition brutale de ce gouffre en décembre 2008 a fait l'objet d'un article sur ce site (voir ci-dessous). À sa publication, nous n'étions pas en mesure de fournir les résultats du traçage des eaux souterraines empruntant ce gouffre. Le présent article précise ce traçage.

 

Coupe géologique passant par le gouffre des Andiers

(Vue détaillée : clic sur le document)

 

 

TRAÇAGE AU NIVEAU DU GOUFFRE DES ANDIERS (CHALEZEULE)

 

1 - CONDITIONS D'INJECTION

 

SITUATION : L'injection du colorant a été réalisée au niveau du gouffre ouvert sous le réseau routier.

 

Renseignements du point d'injection :

 

Commune de Chalezeule, zone industrielle de Besançon-Thise-Chalezeule.

 

Toponymie du point d'injection : Gouffre des Andiers

 

Coordonnées Lambert II : X 881.695 - Y 225841 - Z 280 m

 

Contexte géologique : calcaire du Jurassique moyen

 

INJECTION : 2 kg de fluorescéine poussés par 15 000 l d'eau

 

DATE : 20 janvier 2009

 

CONDITIONS LORS DE L'INJECTION : coloration réalisée en situation de moyennes eaux.

 

2 - SITES DE SURVEILLANCE

 

Les points de suivi ont été surveillés par prélèvements d'eau et analyses de fluocapteurs.

 

L'analyse a été effectuée (analyse au fluorimètre de laboratoire).

 

1 - Captage de Thise (suivi en continu)  ;

2 - Captage de Chailluz ;

3 - Ruisseau du Trébignon (Thise) ;

4 - Source du camping (Chalezeule) ;

5 - Source de la Mouillère (Besançon).

 

Réapparition du colorant

(Vue détaillée : clic sur le document)

 

3 - RÉAPPARITION DU COLORANT

 

Lors du suivi, les stations de Thise et Chailluz étaient en situation de pompage normal.

 

La réapparition du colorant a été clairement identifiée sur fluocapteurs 9 jours plus tard à la source du Camping et les 15 jours suivant à la source de la Mouillère.

 

Aucune réapparition n'a été observée aux captages de Thise et de Chailluz.

 

Aucune réapparition n'a été observée sur les autres points de suivi.

 

Renseignements du point de réapparition :

Toponymie du point de réapparition : Source de la Mouillère Commune de Besançon X 879,065 ; Y 2256,017 ; Z 250m

 

Fiabilité : réapparition sur fluocapteur et sur eau

Source du Camping, Commune de Chalezeule X 882,388 ; Y 2258,216 ; Z 245m

Fiabilité : réapparition sur fluocapteur et sur eau

 

Distance du point de réapparition : 2 578 m et 1800 m

 

Vitesse apparente dans le milieu souterrain : 12 m/h et 5,4 m/h

 

Bassin hydrologique : Doubs.

 

Parcours des eaux souterraines

4 – VITESSE DE TRANSIT

Le traçage permet d'identifier un transit très lent dans un karst fossile non relié à un drain fonctionnel.

 

 

 

Traçage	Réapparition	Distance	Temps de réapparition (début de restitution)	Vitesse de transit
Gouffre des Andiers 20 janvier 2009	Source de la Mouillère	2578 m	216 h	12 m/h

 

 

Tous les documents et textes qui constituent le présent article sont tirés du compte-rendu des traçages effectués par le Cabinet Reilé Villa St-Charles - 25 720 BEURE, email pascal.reile@cabinetreile,fr

 

Nous remercions vivement les chargés d'étude : Céline MOINE, Lionel BRABANT, Antoine QUIDOZ et Pascal REILÉ.

 

Sous la route : un gouffre

 

Sous la route : un gouffre

 

par Michel Cottet & André Guyard

 

La zone dangereuse est sécurisée

Vers la mi-décembre 2008, un véhicule, circulant sur la RD 218 sur le territoire de la commune de Chalezeule dans la zone industrielle de Besançon-Thise-Chalezeule, a vu soudain la chaussée s'effondrer à son passage : un trou d'un mètre de diamètre venait de s'ouvrir sous ses roues. Pas de blessés heureusement. Un coup d'œil sur l'orifice montrait un gouffre béant. Les services de la DDE s'activèrent à sécuriser l'endroit. Au cours du déplacement des autorités sur les lieux, le Maire perdit ses lunettes qui disparurent dans le gouffre.

 

Les Services des Territoriaux d’Aménagements, Direction des Routes et des Infrastructures du Conseil Général du Doubs sont à pied d’œuvre

 

Les Services des Territoriaux d'Aménagements, Direction des Routes et des Infrastructures du Conseil Général du Doubs firent appel au Comité Départemental de Spéléologie du Doubs (GSD) pour explorer ce gouffre baptisé dès lors le Gouffre des Lunettes du Maire.

 

L'exploration eut lieu le mardi 20 janvier 2009. Participaient à cette exploration : Jean-Louis Thollon, Jean-Marie Martin (GCPM), Jean-Marc Rias (GSSF), Michel Cottet (GSCB), Arnaud Goy, Pierre Bourgoin, Emmanuel Ruiz (GSD) ainsi qu'un hydrogéologue : Pascal Reilé.

 

Le périmètre de l’excavation est matérialisé

par une trace de peinture

 

Les cordages d’accès sont amarrés à une pelle mécanique

 

Purge manuelle des blocs menaçants

 

Un appareil de détection multi-gaz descendu par une corde permettra de contrôler l’atmosphère du gouffre

Le présent article constitue un résumé du rapport d'exploration du gouffre mis à notre disposition par Emmanuel Ruiz et Michel Cottet que nous remercions vivement.

 

Un gouffre de 23 mètres de profondeur

 

L'orifice affecte successivement le bitume routier et une sous-couche routière de granulats calcaires disposés sur une couche de calcaire bathonien massif brun roux de 50 cm d'épaisseur. Le puits s'élargit à travers des calcaires plus fracturés de 2 m d’épaisseur, avec des parois très instables sur une importante fissure d’orientation NNE avec des traces de surfaces de friction rocheuses conduisant à penser que des mouvements tectoniques ont eu lieu déjà dans cette zone.

 

Le fond du puits est atteint : profondeur 20 m
La désobstruction manuelle d’un passage étroit permet de découvrir une cavité adjacente

 

Dès 4 à 5 mètres sous la surface, les parois deviennent saines, avec un concrétionnement bien présent en paroi Est (stalagmites et coulées colorées par des oxydes de fer). Dès lors, l’essentiel de la suite du gouffre se développe dans une faille fortement inclinée, bien visible, avec un miroir de faille en paroi Ouest, formant la voûte.

 

À - 9,5 m en paroi Est, on note une petite arrivée d’eau dont la couleur grisâtre indiquerait un apport d’eaux de lessivages de la chaussée.

 

Vers - 14 m, le concrétionnement de calcite ancien et épais (0, 30 m minimum) en paroi Est montre une reprise de corrosion très conséquente avec des suintements et rigoles profondes, obérant la calcite pour mettre à nu le calcaire massif gris blanchâtre sous jacent, découpant la paroi de lames d‘érosion acérées (comme dans un gouffre alpin) et cela jusqu’au fond du puits.

 

Stalactites et stalagmites

 

Circulation d’eau
Une eau très corrosive qui a découpé

des lames d’érosion dans la paroi

 

Autre circulation d’eau

La base du puits d’entrée, à partir de - 18 m, est occupée par des blocs rocheux provenant de l’effondrement de la voûte. Les anfractuosités en base de paroi Est sont localement assez joliment concrétionnées.

Le conduit principal, large de 3 à 3,50 m maximum environ au niveau du sol, se poursuit en forte pente vers l’Ouest ; il présente un abaissement de la voûte à 20 m de profondeur. Ce passage bas donne accès à une zone plus large et un peu plus haute (2 m de large x 1, 4 m de haut), mais complètement colmatée par le remplissage de blocs et de morceaux de bitume.

 

Relevé de la topographie du gouffre

 

Prises de notes et de photos

 

Le fond de la cavité montre des dépôts d’argile de décarbonatation, au sol et sur les parois, qui témoignent d’une montée des eaux temporaire, mais sans doute régulière, sur 5 à 6 m d’amplitude verticale. Il s'agit sans doute du toit de la nappe phréatique karstique sous-jacente, de niveau variable en fonction des conditions hydrologiques.

Au niveau de la base du puits, une lucarne étroite, entre la paroi Ouest (le « miroir de faille ») et la paroi Est donne accès à une cavité assez vaste, descendant très rapidement.

Direction le Sud, une galerie semble s’amorcer dont la voûte remonte à 7, 5 m de hauteur, en pleine roche.

Continuant vers l’Ouest, un méandre impénétrable au bout de 5 à 6 mètres, s’insinue dans une masse rocheuse claire, puissamment corrodée, lavée par des écoulements et parcouru par un ruisselet d’aspect limpide. Ce ruisselet (débit évalué à 1 litre/minute) quitte le méandre en crevant le sol de la galerie, par un puits au sommet très étroit, très propre, impénétrable d’accès, mais s’évasant rapidement et donnant apparemment sur un autre puits. Le lit du ruisselet recèle des galets roulés, éclats et cailloutis de chaille émoussés bien colorés de manganèse, contrastant avec le fond clair du calcaire bathonien lavé par l’eau courante. L’écoulement du ruisselet semble permanent et lave les dépôts d’argile en mettant la roche à nu en période de désaturation de ce karst actif.

 

 

Comment s'est formée cette cavité ?

 

Les puits et galeries du gouffre se sont creusés en élargissant la faille NNE – SSW (zone de fracturation et de circulation préférentielle des eaux d’infiltration) par des phénomènes bien connus de dissolution-corrosion chimique des calcaires par les eaux de pluie naturellement chargées d’acide carbonique en traversant l’atmosphère et naguère d’acides humiques émis par les sols et les végétaux avant l’implantation de la zone industrielle.

Le phénomène de cavitation a été favorisé ici par la présence des matériaux broyés, fragilisés au contact de la faille, ainsi que par les circulations d’eau sous-jacentes. Ces écoulements ont provoqué des soutirages importants et évacuent peu à peu les matériaux effondrés provenant des voûtes et des parois. Il faut souligner que ces phénomènes sont toujours en cours d’évolution relativement rapide dans ce karst actif, où nous avons observé d’importantes reprises d’érosion.

La gravité naturelle a aminci progressivement la voûte du principal puits vertical, donnant lieu, sous l’effet des vibrations répétées et du poids des véhicules à la formation d’un orifice d'effondrement par lequel nous avons pu accéder à la cavité.

 

Dans quel contexte environnemental se situe cette cavité ?

 

La faille se prolonge vraisemblablement dans le même axe NNE-SSW sous la chaussée, d'une part en direction du centre commercial Carrefour, d'autre part en direction de la déchetterie des Andiers.

Les bancs de calcaires fracturés en partie supérieure du gouffre (limite probable Bathonien -Callovien) subissent en permanence les effets gravitaires liés aux vibrations et à la charge pondérale de la circulation routière. De légers affaissements de la chaussée sont visibles autour de l'orifice du gouffre exploré. De petites dépressions ont déjà fait l’objet d’ajouts réguliers de couches de bitume.

Il faut aussi inscrire l'importance de ce karst actif encore très peu connu dans le contexte hydrogéologique régional. Sont concernées la zone de captage de l’aérodrome de Thise (captages AEP de la Ville de Besançon), la source du Trébignon à Thise et la source de la Mouillère au centre ville de Besançon. Dans cette optique, le cabinet Reilé a procédé à un traçage à la fluoroescéine de la circulation souterraine.

 

 

Topographie du gouffre
À gauche : vue en plan du gouffre.

À droite : coupe du gouffre.

Au centre : plan de situation du gouffre

par rapport à la route

(Vue détaillée : clic sur le document)

 

En conclusion

Le rapport des spéléologues se termine en soulignant deux aspects majeurs :

- La synergie aléas karstiques/tectoniques, d'une part, et risques liés à la circulation routière, d'autre part, peut entraîner d'autres effondrements de chaussée ;

- Les observations hydrogéologiques permises par cette exploration (écoulements d’eau, fluctuations du niveau piézométrique du toit de la nappe phréatique karstique) soulignent la nécessité de maintenir le fonctionnement naturel des circulations des eaux souterraines.

Dans cette optique, la cavité mériterait des travaux de génie civil permettant de maintenir un accès contrôlé (exemple : dalle sur l’orifice, galerie coffrée ou buse déportée à l’ouest, regard avec tampon d’accès en accotement de chaussée). Un suivi de l’évolution du karst et des eaux souterraines in situ serait alors possible.

Nota : Fin janvier 2009, une dalle de béton est venue sécuriser la route en fermant l'orifice ignorant la demande de construction de ce tampon de visite demandée par les spéléologues.

Un grand merci au Comité départemental de Spéléologie du Doubs (www.speleo-doubs.com), en particulier à son président Emmanuel Ruiz qui dirigeait les opérations et qui est l’auteur de la synthèse du rapport d’exploration du gouffre, document que nous avons largement exploité, ainsi qu’à Michel Cottet du Groupe Spéléologique Clerval Baume-les-Dames, auteur de la description du gouffre et coauteur du présent article.

Crédit photos : Michel Cottet, Jean-Louis Thollon et Jean-Marie Martin.

Topographie du gouffre : Arnaud Goy et Jean-Marc Rias.

Report topographique : Jean-Marc Rias.